CAPÍTULO 4   

MINERALOGÍA     

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4.‐ MINERALOGÍA   En este capítulo se presentan los análisis minerales de las principales litologías de la Serie de 

“Viana  do  Bolo”  y  de  la  Formación  “Ollo  de  Sapo”.  Los  resultados  de  los  análisis  realizados mediante microsonda electrónica se encuentran en el Anexo I. Las determinaciones se efectuaron en  aquellas  muestras  que  tienen  las  paragénesis  más  representativas.  Los  datos  analíticos obtenidos  han  permitido  tipificar  los minerales  y  establecer  comparaciones  entre  los  distintos litotipos estudiados. 

 En  todos  los minerales estudiados se han analizado  los siguientes elementos: Si, Al, Ti, Cr, 

Fe, Mg, Ni, Mn,  Ca, Na,  K  y  P.  Los  análisis  de  las  distintas  fases  han  sido  realizados  en  la microsonda  electrónica CAMEBAX  SX50 de  la Universidad de Oviedo,  en unas  condiciones de trabajo de  15 nA de  intensidad de  corriente de haz,  15 kV de potencia de  aceleración y  10  s  el tiempo de integración. Los patrones empleados son los indicados en la Tabla 4.1. 

  

Elemento  Patrón 

Si  Albita Al  Al2O3

Ti  MnTiO3

Cr  Cr2O3

Fe  Fe2O3 y Andradita 

Mg  MgO 

Ni  NiO 

Mn  MnTiO3

Ca  Wollastonita 

Na  Albita K  Ortosa P  Apatito 

 Tabla 4.1: Patrones utilizados para el cálculo de los elementos analizados mediante microsonda electrónica. 

 Las muestras  seleccionadas  para  el  estudio  de  los materiales  que  componen  la  Serie  de 

“Viana do Bolo” son las siguientes:  Cuarcitas de Dradelo (CD): 266‐72 y 266‐73 Micaesquistos con granate (MQG): 266‐22 Gneises bandeados (GB): 266‐76, TAB‐3 y TAB‐4 Mármoles (M): 266‐41 Boudines calcosilicatados (BC): 266‐18 y 266‐78 Areniscas grises (AG): 266‐7  En las cuarcitas de Dradelo se han seleccionado dos muestras, 266‐72 y 266‐73, con el fin de 

estudiar  la  composición  de  los  minerales  principales  que  la  componen  (plagioclasa,  biotita  y 

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moscovita).  Ambas  muestras  están  afectadas  por  el  metamorfismo  regional  de  alto  grado, encontrándose en la zona de la sillimanita. La principal diferencia entre ambas es que la muestra 266‐72 tiene un mayor contenido en moscovita, la cual marca la fábrica de la roca, mientras que en la muestra  266‐73  la  foliación  está marcada  por  biotita  y moscovita,  predominando  la  primera sobre la segunda. En las Fotos 4.1 y 4.2 se pueden ver las principales características de la textura de ambas muestras. 

 

 Foto 4.1: Detalle de la textura de la muestra 266‐72. Se observa una de las zonas escogidas para analizar las micas. La esquistosidad está marcada principalmente por  la moscovita, mientras  la biotita se encuentra en menor proporción. 

 

 Foto 4.2: Aspecto de  la  textura de  la muestra 266‐73. Se observa que  las micas  se disponen definiendo  la fábrica. Son estas micas las analizadas por microsonda. (Pl = plagioclasa; Ms = moscovita). 

  En  los micaesquistos con granate, se ha seleccionado  la muestra 266‐22, que pertenece a un 

nivel  sobre  las  areniscas  y  cuarcitas  feldespáticas  de Dradelo.  Sólo  se  han  podido  estudiar  los 

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granates y la moscovita, ya que otros minerales presentan una fuerte alteración y es difícil obtener resultados fiables. 

 Dentro del grupo de mármoles y boudines calcosilicatados, se han analizado tres muestras. 

La primera corresponde a un mármol (muestra 266‐41), mientras que las otras dos pertenecen a los dos  tipos  de  “boudins”  calcosilicatados  que  se  han  diferenciado. Una  de  ellas  proviene  de  un “boudin”  anfibólico‐granatífero  (muestra  266‐78)  y  la  otra  a  un  “boudin”  granatífero‐piroxeno (muestra 266‐18). 

 En  la  Formación  “Ollo  de  Sapo”  se  han  analizado  los  minerales  de  las  distintas  facies 

separadas cartográficamente, haciendo distinción entre los materiales que se encuentran dentro de cada  una  de  las  zonas metamórficas  de  los  esquistos  verdes  o  de  las  anfibolitas.  Las muestras seleccionadas para el estudio de los materiales que componen la Formación “Ollo de Sapo” son las siguientes: 

 Ortogneises glandulares: 268‐28; 268‐61; 268‐63 y 306‐8 Ortogneises glandulares migmatizados: 266‐70; 267‐76 y 267‐77 Enclaves microgranudos en los ortogneises glandulares: 306‐9 Tobas de grano grueso: 268‐74; 268‐75; 268‐78 y 306‐10 Ignimbritas: 268‐7; 268‐8 y 268‐66 Tobas epiclásticas y grauvacas: 267‐20 y 267‐32 Pizarras verdes: 267‐26  Además de los análisis realizados sobre la muestra 306‐9, en las muestras estudiadas de los 

ortogneises glandulares, también hay pequeños enclaves microgranudos, cuya mineralogía ha sido igualmente estudiada. 

  

4.1.‐ PLAGIOCLASA   En los análisis que se han realizado a los cristales de feldespatos, se han descartado aquellos 

con contenidos en óxidos inferiores a 98 % y superiores a 102%. Las fórmulas estructurales se han calculado sobre la base de 8 átomos de oxígeno por fórmula unidad 

  

4.1.1.‐ Serie de “Viana do Bolo”   Se  han  analizado  plagioclasas  en  todas  las  litologías,  excepto  en  los  micaesquistos  con 

granate. Los análisis químicos aceptados se encuentran en las Tablas I.1 a III.5 del Anexo I.  En la Figura 4.1 se muestra el diagrama triangular de PHILLIPS Y GRIFFEN (1981), en el que se 

han  representado  los  análisis pertenecientes  a  las  cuarcitas de Dradelo. La gran mayoría de  los cristales  de  plagioclasa  analizados  tienen  una  composición  de  oligoclasa,  sin  que  se  observen zonaciones  dentro  de  los  mismos.  Además,  se  han  analizado  algunos  cristales  de  feldespato 

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potásico y, como se puede apreciar en la Figura 4.1, tienen composiciones que superan el 80% de componente potásico, situándose en el campo de ortosa. 

 Todos los análisis de plagioclasas realizados en las areniscas grises se proyectan en el campo 

de la oligoclasa (Figura 4.2), comprobándose también en estas rocas que la variación entre núcleo y borde de los cristales es muy escasa, mostrando una composición muy homogénea. 

 En  los gneises bandeados se han analizado plagioclasas de  las  tres muestras seleccionadas, 

con el fin de determinar las diferencias o semejanzas entre ellas. En la Figura 4.3 se puede ver que los  análisis  correspondientes  a dos de  las muestras  (266‐76 y TAB‐3)  se  encuentran  en  el  límite entre  los campos de  la oligoclasa y de  la andesina, con unos  rangos de variación composicional mínimos.  En  cambio,  los  datos  correspondientes  a  la  muestra  TAB‐4  muestran  una  mayor basicidad de la plagioclasa y se proyectan en el campo de la andesina. Además, se observa cierta variación composicional dentro de  los cristales, con unos núcleos algo más ricos en componente anortítico. 

 Los cristales de plagioclasa de los boudines calcosilicatados se encuentran representados en 

el  diagrama  Ab‐An‐Or  de  PHILLIPS  Y  GRIFFEN  (1981)  de  la  Figura  4.4,  y  sus  análisis  quedan reflejados  en  las  Tablas  IV.1  y  IV.2.  Las  plagioclasas  pertenecientes  al  “boudin”  granatífero‐piroxénico  son  anortita,  con  una  composición media  de An95,  con  un  rango  de  variación muy pequeño,  que  evidencia  una  composición  química  muy  homogénea  y  sin  zonación.  Las  del “boudin”  anfibólico‐granatífero  muestran  un  mayor  rango  de  variación  composicional, proyectándose en los campos de la bitownita y la anortita. En general, la plagioclasa muestra una zonación que se manifiesta en unos núcleos más ricos en componente anortítico en relación con los bordes del cristal. 

  

Figura  4.1:  Diagramas  Ab‐An‐Or (PHILLIPS  Y  GRIFFEN,  1981)  de composición de  los  feldespatos en  las rocas pertenecientes a las cuarcitas de Dradelo. 

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Figura  4.4: Clasificación de  las plagioclasas pertenecientes  a  los boudines  calcosilicatados  en  el diagrama triangular Ab‐An‐Or de PHILLIPS Y GRIFFEN (1981). 

   

4.1.2.‐ Formación “Ollo de Sapo”   Se han analizado plagioclasas de todas  las facies que se han distinguido cartográficamente. 

En  la  Figura  4.5  se  puede  ver  la  proyección  en  el  diagrama Ab‐Or‐An  de  las  plagioclasas  de materiales de  la zona metamórfica de  la  facies de  los esquistos verdes; y en  la Foto 4.3 se puede observar un  ejemplo de  los  fenocristales  analizados. Los  análisis químicos  se  encuentran  en  las Tablas V.1 a V.7 del Anexo I. Como se puede comprobar, todos los análisis se proyectan dentro del campo  de  la  albita  y muy  cercanas  al mismo  vértice,  debido  a  que  sus  composiciones  están reajustadas por los procesos metamórficos. 

 También  se  han  analizado  las  plagioclasas  de  los  pequeños  enclaves  de  aspecto 

microgranudo  que  se  encuentran  en  los  ortogneises  glandulares  (Foto  4.4),  y  en  los  clastos microgranudos de las ignimbritas que, en un principio, parecían tener zonados concéntricos, pero que de hecho muestran las mismas características composicionales que las plagioclasas anteriores (Figura  4.6),  con  los  análisis  proyectados  en  el mismo  vértice  de  la  albita. De  esta  forma,  los zonados visibles ópticamente deben reflejar una característica original ya desaparecida. 

 Los análisis efectuados en las plagioclasas de las tres muestras de los ortogneises glandulares 

que se encuentran en la facies de las anfibolitas están representados en el diagrama triangular Ab‐An‐Or de  la Figura 4.7, en el que  también se han proyectado  los datos de  las plagioclasas de  los ortogneises glandulares en facies de esquistos verdes para comparar. Se puede apreciar que las de 

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esquistos  verdes  son  albíticas,  mientras  que  las  de  facies  de  las  anfibolitas  son  oligoclasas, mostrando que la composición está condicionada por el grado metamórfico. 

 Otro hecho notable  es  la  escasa variación  composicional  entre  el núcleo y  el borde de  los 

cristales,  con  núcleos  de  An25  y  bordes  de  An20,  lo  que  está  plenamente  de  acuerdo  con  el reequilibrio de  la composición de  la plagioclasa por el metamorfismo regional. Este cambio en  la composición de la plagioclasa ha sido uno de los criterios utilizados para trazar la separación entre ambas facies metamórficas en rocas de composición cuarzofeldespática, como es el “Ollo de Sapo”. 

    

Foto  4.3: Aspecto de  la  textura de los  fenocristales  de  plagioclasa analizados  en  las  tobas  de  grano grueso.  Obsérvese  que  estos cristales no tienen inclusiones. (Pl = plagioclasa; Qtz = cuarzo. Muestra: 268‐78; nícoles paralelos). 

           

Foto  4.4: Aspecto de  la  textura de uno  de  los  microenclaves  que  se encuentran  en  los  ortogneises glandulares,  tobas  e  ignimbritas soldadas.  (Muestra: 268‐78; nícoles cruzados). 

         

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Figura 4.5: D

iagram

as Ab‐An‐Or (PH

ILLIPS Y G

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EN, 1981) de compo

sición de los feldespa

tos de las rocas de la Formación “O

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Sapo

” qu

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Figura  4.6:  Diagramas  Ab‐An‐Or (PHILLIPS  Y  GRIFFEN,  1981)  de composición de  los  feldespatos de  los pequeños  enclaves  microgranudos incluidos  en  los  ortogneises glandulares  y  de  líticos microgranudos en la ignimbrita. Estos enclaves  sólo  se  han  encontrado dentro de  la zona metamórfica de  los esquistos verdes. 

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Figura  4.7:  Composición  de  los feldespatos  de  los  ortogneises glandulares  en  facies  de  los esquistos verdes y en facies de las anfibolitas.  Diagrama  Ab‐An‐Or (PHILLIPS Y GRIFFEN, 1981). 

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4.2.‐ BIOTITA   La biotita es un mineral  importante dentro de  las rocas metamórficas y plutónicas, con un 

amplio rango de composiciones y de grados metamórficos, por lo que es ampliamente estudiado y sus variaciones composicionales aportan con  frecuencia  información de  interés. En nuestro caso, sólo se han considerado aquellos análisis cuyos contenidos totales en óxidos están comprendidos entre  el  92  y  el  98 %.  Las  formulas  estructurales  se  han  calculado  en  base  a  11  oxígenos  y  la cantidad de Fe3+ se ha deducido por el método propuesto por BRUYIN et al. (1983). 

  

4.2.1.‐ Serie de “Viana do Bolo”   En las cuarcitas de Dradelo se han analizado las biotitas que definen la esquistosidad (Foto 

4.2). En  los gneises bandeados se han analizado biotitas que se encuentran  formando agregados (Fotos 4.5 y 4.6) o marcan la foliación principal de la roca. En las areniscas grises, se han analizado las  que  definen  la  esquistosidad  principal.  Este  criterio  de  relación  nos  permite  determinar  las composiciones de  las biotitas  formadas durante  las condiciones del metamorfismo, sin descartar posibles  reajustes  composicionales  durante  los  procesos  de  retrometamorfismo.  Los  análisis químicos se encuentran reflejados en las Tablas VI.1 a VI.9 del Anexo I. 

 Todos los análisis proyectados en el diagrama de DEER et al. (1962) se sitúan en el campo de 

la  biotita  (Figura  4.8).  En  esta  representación  rectangular,  donde  cada  uno  de  los  vértices corresponde  a  uno  de  los  cuatro  términos  principales,  se  pueden  apreciar  las  sustituciones flogopita‐annita  y  flogopita  [annita]‐eastonita  [siderofilita].  Pero  este  diagrama  no  permite observar  la  sustitución  que  relaciona  la  flogopita  con  la  moscovita,  que  es  un  mecanismo importante de sustitución en las micas. 

 En  la  Tabla  4.2  quedan  reflejadas  las  principales  relaciones  (XFe  y  XMg)  de  las  biotitas, 

además del AlVI. En general, todas las biotitas se pueden considerar como ferrosas, con XFe = [Fe2+ / (Fe2+ + Mg)] ≥ 0,5, excepto las de la muestra TAB‐4 que presenta unos contenidos más bajos que 0,5. Todas ellas son alumínicas, con unos contenidos de 0,3 ≤ AlVI ≤ 1, excepto las de la muestra TAB‐4, que tiene unos contenidos en AlVI inferiores a 0,3. 

 En el diagrama triangular FeO+MnO – MgO – 10*TiO2 (NACHIT, 1986; Figura 4.9), los análisis 

de  las  cuarcitas  de Dradelo  y  de  las  areniscas  grises  se  proyectan  en  el  campo  de  las  biotitas primarias, mientras que para las muestras del gneis bandeado, los datos se proyectan en el campo de las biotitas secundarias, aunque todas las biotitas tienen un origen metamórfico común.  

 En  todas  las muestras  se  observan  tendencias  evolutivas marcadas  principalmente  por  la 

variación del Ti, en las que la relación XFe y el contenido en MgO se mantienen bastante constante. Además,  como  también  ocurre  en  la  Figura  4.8,  los  análisis de  las muestras  266‐76  y TAB‐3  se superponen entre sí, lo que indica una fuerte semejanza composicional. 

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 Foto 4.5: Ejemplo de uno de los agregados biotíticos en los que se ha analizado esta mica y que pertenecen a los gneises bandeados. Estos agregados marcan la foliación (Muestra: 266‐76; nícoles paralelos). 

   

 Foto  4.6:  Otro  ejemplo  de  agregado  biotítico  perteneciente  a  los  gneises  bandeados  (Pl  =  plagioclasa. Muestra: TAB‐3; nícoles paralelos). 

 

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AG CD CD GB GB GB

Nº muestra 266-7 266-72 266-73 266-76 TAB-3 TAB-4 Mínimo 0,443 0,284 0,396 0,482 0,459 0,535

Promedio 0,463 0,379 0,409 0,5 0,472 0,56 X Mg Máximo 0,446 0,401 0,422 0,526 0,484 0,581 Mínimo 0,523 0,599 0,578 0,474 0,516 0,419

Promedio 0,537 0,621 0,591 0,5 0,528 0,44 X Fe Máximo 0,557 0,716 0,604 0,518 0,541 0,465 Mínimo 0,304 0,302 0,34 0,402 0,394 0,239

Promedio 0,354 0,367 0,374 0,455 0,432 0,27 AlVI

Máximo 0,38 0,501 0,422 0,514 0,475 0,327

 Tabla  4.2: Principales  relaciones de  las biotitas  analizadas dentro de  la Serie de  “Viana do Bolo”.  (AG  = areniscas grises; CD = cuarcitas de Dradelo; GB = gneises bandeados). 

  

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Figura 4.8: Representación de las biotitas de los materiales de la Serie de “Viana do Bolo” en el diagrama de DEER et al. (1962). (CD = cuarcitas de Dradelo; AG = areniscas grises; el resto son gneises bandeados). 

  En  la Figura 4.10, que corresponde a una ampliación del diagrama de NACHIT de  la Figura 

4.9, se puede observar que en la muestra TAB‐4 existen tres tipos de biotitas. El tipo I corresponde a  las  que  forman  parte  de  la matriz  o  que  están  definiendo  la  foliación  principal.  El  tipo  II corresponde  a  biotitas  que  se  encuentran  en  contacto  con  granate,  estando  incluidas  de  forma parcial; y, por último, el tipo III corresponde a biotitas que también se encuentran en contacto con granate, pero próximas a ellas hay cristales de ilmenita. 

 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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 Figura 4.10: Diagrama FeO+MnO – MgO – 10*TiO2  (NACHIT, 1986) para  los análisis de  la muestra TAB‐4, donde se observan tres tipos de biotita. 

  123

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

● Mecanismos de sustitución   Inicialmente,  la  composición de  la  biotita  se  puede  representar  como  una  solución  sólida 

entre dos o tres términos extremos y la variación composicional de las micas trioctaédricas se debe a  la  existencia  de  diferentes  tipos  de  sustituciones  iónicas,  tanto  de  los  cationes  de  la  capa octaédrica como de  la  tetraédrica y de  la capa  interfoliar, que se producen de  forma simultánea entre sus constituyentes esenciales: 

  a.‐ Mg ↔ Fe2+b.‐ (M2+)VI + SiIV ↔ u AlVI + AlIV ,   que conduce a la eastonita (Mg, u = ½) o la siderofilita (Fe, u = 1). Sustitución Al‐tschermakítica. c.‐ (M2+)VI + 2 AlIV ↔ v □VI + 2SiIV, que lleva a la mica tetrasilícica magnesiana, MTM, (Mg, v = ½) o a la montdiorita (Fe2+, v = ½). d.‐  (M2+)VI ↔ w 2/3 AlVI + 1/3 □VI,  que  conduce  a  la  formación  moscovita  (w  =  3)  y  es considerada como una combinación lineal de u y v.  (donde □ = vacante y M2+ son Mg2+ y Fe2+. Para u, v, w y x, ver Figura 4.12).   La  sustitución  Al‐tschermakítica  (b)  es  considerada  el  principal  mecanismo  de 

enriquecimiento en Al de las biotitas, en la que los cationes divalentes, en posición octaédrica, son sustituidos por Al3+, con el consiguiente aumento de carga de dicha capa. Este exceso de carga se compensa por  la sustitución de Si4+ por Al3+ en  la capa tetraédrica. En el caso de que este tipo de sustitución fuese el único en actuar, se cumpliría que AlVI = AlIV – 1, por lo que al representar AlIV vs. AlVI , los puntos estarían situados sobre una recta. En la Figura 4.11 se puede observar cómo los puntos se sitúan por encima de la recta, con unas tendencias de variación de las micas que no se ajustan  a  ella,  lo  que  indica  que  este mecanismo  de  sustitución  no  es  el  único  en  actuar  para favorecer la entrada de Al en la estructura de las biotitas. 

 Por  otro  lado,  el  exceso de Al  observado podría  ser debido  a  la  sustitución dioctaédrica‐

trioctaédrica  (d), que puede  interpretarse como un componente moscovítico. Así, MONIER  (1987) señaló que las biotitas se situarían en posiciones diversas en el diagrama M2+‐Si‐Al (Figura 4.12), en función  de  las  fases  presentes  en  el  sistema.  Las  biotitas  que  están  en  equilibrio  con  cuarzo, feldespato potásico y moscovita  tendrían composiciones próximas a  la  línea flogopita‐moscovita, con una capa trioctaédrica cercana a Si3Al (ROBERT, 1973), mientras que en un sistema ferroso, las biotitas alumínicas se representarían en  la  línea annita‐siderofilita. Los datos de  las biotitas de  la Serie de “Viana do Bolo” se proyectan sobre y muy cerca de la línea que une los términos flogopita y moscovita,  por  lo  que  este  tipo  de  sustitución  sí  ha  debido  jugar  un  papel  importante  para favorecer la entrada de Al en la estructura de la biotita. 

 Otra forma gráfica de evaluar las sustituciones que ocurren en la biotita es el representado en 

la  Figura  4.13.  Todos  los  análisis  muestran  una  pauta  de  variación  paralela  a  la  recta  de  la sustitución moscovítica, por lo que este tipo de sustitución ha debido de ser bastante eficaz. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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Figura  4.11: Diagrama AlIV  vs. AlVI para  las  biotitas pertenecientes  a  la  Serie de  “Viana do Bolo”.  (CD  = cuarcitas de Dradelo; AG = areniscas grises; el resto son gneises bandeados). 

   

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Figura  4.12: Representación de  las biotitas  en  el diagrama  triangular M2+‐Si‐Al  (MONIER,  1987). u,  v, w,  x representan los distintos mecanismos de sustitución en las micas. MTM = mica tetrasilícica magnesiana; Md = montdiorita; Ann = annita; Phlog =  flogopita; East = eastonita; Sid =  siderofilita; Mu = moscovita; Ph = fengita; Cel = celadonita.[M2+ = Fe2++Mg+Mn‐Ti; Si = Si‐qXII; Al = AlIV+AlVI+Fe3++2Ti+qXII]. 

  125

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 Figura  4.13: Diagrama  binario para  la  biotita,  donde  están representados  los  cationes  en posición  octaédrica.  La sustitución  tschermakítica  es (Mg,  Fe)+Si  =  [6]Al+[4]Al;  la sustitución  moscovítica  es 3(Mg,  Fe2+)  =  2[6]Al+  [6]□.  Se puede  ver  que  la  sustitución moscovítica es efectiva, ya que los  análisis  muestran  una evolución paralela a la recta de dicha  sustitución  (pfu  =  por fórmula unidad). 

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● Sustitución del Ti   Uno de  los componentes más  importantes de  la biotita es el catión Ti4+. Es difícil evaluar el 

tipo de sustituciones que afectan al Ti, debido a que este catión puede entrar en la estructura de la biotita ocupando tanto posiciones octaédricas como tetraédricas. De acuerdo con diversos autores (GUIDOTTI et al., 1977; DYMEK, 1983; HENRY Y GUIDOTTI, 2002), el contenido en Ti de la biotita que coexiste  con una  fase  titanada, que en este  caso es  la  ilmenita, aumenta  correlativamente  con el grado metamórfico (temperatura), llegando a sus valores más altos para rocas metamorfizadas en facies granulíticas. A su vez el aumento del contenido en Mg hace disminuir fuertemente el límite de saturación del Ti. 

 La proporción en que el Ti se encuentra en la biotita no depende de una simple relación con 

la  temperatura,  sino  que  también  están  implicadas  otras  variables  como  son  la  presión,  la composición  general  del  cristal  y  las  asociaciones  minerales  presentes  en  la  roca  (HENRY  Y GUIDOTTI, 2002). La entrada del Ti en la estructura de la biotita se puede deber a cualquiera de las sustituciones siguientes: 

 a.‐ (M2+)VI + 2(Si4+)IV ↔ (Ti4+)VI + 2(Al3+)IV, sustitución Ti‐tschermark b.‐ (Al3+)VI + (Si4+)IV ↔ (Ti4+)VI + (Al3+)IVc.‐ 2(M2+)VI ↔ (Ti4+)VI + (□)VI, sustitución Ti‐vacante d.‐ 2(M2+)VI + 2(OHˉ) ↔ (Ti4+)VI + 2(O2+) + H2, sustitución Ti‐oxibiotita e.‐ 2(Si3+)IV ↔ (Ti4+)VI + (M2+)VI, sustitución Ti‐espinela 

 126

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

(donde M representa a los cationes Fe2+ y Mg2+).  La  sustitución  Ti‐tschermark  puede  ser  dominante  en  flogopita  y  annita, mientras  que  la 

sustitución Ti‐vacante puede ser dominante en flogopita y annita, pero tiene que ir acompañada de otras sustituciones. 

 Los dos primeros mecanismos, (a y b), pueden ser evaluados mediante el diagrama AlIV vs. 

Ti (DYMEK, 1983; Figura 4.14). En el caso de que todo el Al y todo el Ti fueran sustituidos por estos mecanismos, los puntos se proyectarían sobre la recta 2Ti = AlIV ‐1. En ambos casos los puntos se sitúan por debajo de  la  recta Ti = AlIV – 1, que corresponde al mecanismo de sustitución  (a). La recta 2Ti = AlIV – 1 corresponde al mecanismo (b). 

  

Figura  4.14:  Diagrama intercatiónico  AlIV  vs.  Ti  para  las biotitas de  las rocas de  la Serie de “Viana  do  Bolo”  (CD  =  cuarcitas de Dradelo, AG = areniscas grises; el resto son gneises bandeados). 

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los distintos grupos litológicos diferenciados en la Serie de “Viana do Bolo”. Estas diferencias son el reflejo de las distintas composiciones de roca total. Así, los gneises bandeados son los que tienen mayores contenidos en Fe2O3 y MgO (4,32 ‐ 6,50) frente a los bajos contenidos de las cuarcitas de Dradelo (1,66 ‐ 4,47). 

 Figura  4.15:  Diagrama Mg/(Mg+Fe2+)  vs.  Ti  (CD  = cuarcitas  de  Dradelo,  AG  = areniscas  grises;  el  resto  son gneises bandeados). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.2.2.‐Formación “Ollo de Sapo”   Las  biotitas  de  las  distintas  rocas  que  componen  la  Formación  “Ollo  de  Sapo”  han  sido 

tratadas conjuntamente, realizándose una comparación de las composiciones de las procedentes de materiales de  las zonas de bajo y alto grado metamórfico. En  las Fotos 4.7 a 4.10  se encuentran algunos de  los  ejemplos de  los distintos  tipos de biotitas que han  sido  estudiados. Los  análisis químicos correspondientes se encuentran reflejados en las Tablas VII.1 a VII.10 del Anexo I. 

 La representación de  las biotitas estudiadas en el diagrama AlIV vs. XFe [XFe = Fe/(Fe+Mg)] 

(Figura 4.16) permite comprobar su variabilidad composicional, mostrando diferencias en función de las litologías y del grado metamórfico. 

 Todos  los análisis se proyectan dentro del campo de  la biotita y quedan bien diferenciados 

los procedentes de las distintas facies. Hay que resaltar que los datos de biotitas pertenecientes a los ortogneises glandulares migmatizados (GGM) constituyen dos grupos; así, los valores con un mayor contenido en AlIV se corresponden con las muestras 267‐76 y 267‐77, que tienen sillimanita, en su variedad de  fibrolita, mientras que  los otros puntos corresponden a análisis de  la muestra 266‐70, que no tiene sillimanita como mineral accesorio. 

 En  el diagrama de  la Figura  4.17  (NACHIT  1986),  se observa que  las biotitas del ortogneis 

glandular de bajo grado metamórfico se encuentran dentro del campo de las biotitas secundarias, mientras que las del ortogneis glandular migmatizado se proyectan en el campo de las primarias. También los análisis de las biotitas de las tobas de grano grueso se proyectan en el campo de las biotitas primarias, mientras que los análisis de las tobas epiclásticas y de las pizarras asociadas a la Formación “Ollo de Sapo” se proyectan en el campo de las biotitas secundarias. 

 El  contenido  en  Ti  de  las  biotitas  aumenta  con  el  grado  metamórfico  (GUIDOTTI,  1984; 

INDARES  Y  MARTIGNOLE,  1985),  correspondiendo  los  mayores  contenidos  en  Ti  a  las  biotitas formadas  en  condiciones  metamórficas  de  mayor  temperatura.  Este  hecho  queda  muy  bien reflejado  en  el  diagrama  triangular  de  la  Figura  4.17,  donde  se  aprecia  que  las  biotitas pertenecientes al ortogneis glandular migmatizado muestran contenidos en TiO2 superiores a  las biotitas del ortogneis glandular que  se encuentra en  la zona de  la biotita. Además,  las primeras muestran una tendencia de variación verticalizada, con relaciones FeO y MgO bastante constantes. También muestran  una  tendencia  de  variación  verticalizada  las  biotitas  de  las  tobas  de  grano grueso. 

 En  el  diagrama  binario  AlIV  vs.  Ti  (Figura  4.18;  DYMEK,  1983)  se  pueden  identificar  las 

distintas sustituciones que han afectado a  los cationes del Al y Ti; en el caso de que todo el Al y todo  el  Ti  fueran  sustituidos  por  los mecanismos  a  y  b  descritos  anteriormente,  los  puntos  se proyectarían sobre la recta 2Ti = AlIV ‐1. En ambos casos los puntos se sitúan por debajo de la recta Ti = AlIV – 1, que corresponde al mecanismo de sustitución (a). La recta 2Ti = AlIV – 1 corresponde al mecanismo (b). Otro hecho que se puede ver en esta Figura es que los contenidos tanto del AlIV como  del  Ti  aumentan  con  el  grado  metamórfico.  Además,  también  se  han  diferenciado  las muestras correspondientes al ortogneis glandular migmatizado, siendo mayor esos contenidos en las muestras 267‐76 y 77, las cuales incluyen sillimanita en su mineralogía. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 Foto 4.7: Biotita de las pizarras que se encuentran  dentro  de  la  serie epiclástica. En esta muestra,  la biotita forma  fenoblastos  individuales (nícoles paralelos). 

          

Foto  4.8: Agregado  de  biotita  en  el ortogneis  glandular,  en  la  zona metamórfica de bajo grado (Muestra: 268‐63;  nícoles  paralelos).  Los puntos de color azul corresponden a algunos de los analizados. 

           

Foto  4.9:  Agregado  de  biotitas  en una toba epiclástica sobre las que se han  realizado  análisis  (Muestra: 267‐20;  nícoles  paralelos.  Bt  = biotita; Pl = plagioclasa). 

   

  129

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 Foto  4.10: Detalle de uno de  los  agregados  biotíticos  estudiados  en un  ortogneis glandular migmatizado (Muestra: 267‐77; nícoles paralelos). Las  flechas azules  indican  los apatitos asociados a estos agregados de biotita. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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Figura 4.18: Diagrama binario AlIV vs. Ti, para las biotitas de las rocas de la Formación “Ollo de Sapo”. GGM = ortogneis glandular migmatizado GG = ortogneis glandular; Enclaves = enclaves microgranudos dentro de los ortogneises glandulares; TB =  tobas de grano grueso; Tb epiclásticas =  tobas epiclásticas y grauvacas; PzVolc = pizarras de la Formación “Ollo de Sapo”. 

  131

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

En  la Figura 4.19  (Mg/(Mg+Fe) vs. Ti) quedan mejor diferenciados  los distintos grupos de biotitas de  la Formación  “Ollo de  Sapo”. Las del ortogneis glandular  en  facies de  los  esquistos verdes  y  las  de  los  pequeños  enclaves microgranudos  presentes  en  estos  tienen  composiciones muy  semejantes  en  cuanto  a  su  contenido  en  Ti.  También  queda  reflejado  el  aumento  en  el contenido en Ti según aumenta el grado metamórfico. 

  

Figura 4.19: Proyección de  las biotitas de  la Formación “Ollo de Sapo” en el diagrama XMg =  [Mg/(Mg+Fe)] vs. Ti. Se  observa  un  aumento  en  el contenido  en  Ti  con  el  aumento  del grado metamórfico. GGM = ortogneis glandular  migmatizado  GG  = ortogneis  glandular;  Enclaves  = enclaves microgranudos dentro de  los ortogneises glandulares; TB = tobas de grano grueso; Tb  epiclásticas  =  tobas epiclásticas  y  grauvacas;  PzVolc  = pizarras de la Fm. “Ollo de Sapo”. 

  

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4.3.‐ MOSCOVITA   Se han considerado aquellos análisis de moscovita cuyo contenido total en óxidos es superior 

al 93 %  e inferior al 98 %. Las formulas estructurales han sido calculadas en base a 11 oxígenos.   

4.3.1.‐ Serie de “Viana do Bolo”   En general, se han analizado las moscovitas que están orientadas según la foliación principal. 

Los análisis químicos utilizados se encuentran en las Tablas VIII.1 a VIII.6 del Anexo I.  El  grupo  de  las micas  dioctaédricas  se  puede  definir  en  función  de  los  términos  finales 

siguientes:   Moscovita: K (Al2)VI (AlSi3)IV O10 (OH, F)2Paragonita: Na (Al2)VI (AlSi3)IV O10 (OH, F)2Celadonita: K (Mg, Fe2+) (Fe3+, Al) (Si4) O10 (OH)2 Se  considera  que  entre moscovita  y  celadonita  existe  una  solución  sólida  continua,  que 

constituye el denominado grupo de la fengita, aunque el término fengita sólo se debe utilizar para composiciones que  contienen  entre  40 y  90% de molécula de  celadonita. Por  el  contrario,  entre 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

moscovita y paragonita no hay solución sólida continua. Por ello, la variación composicional de las micas blancas y su desviación del modelo teórico ideal puede ser el resultado de distintos tipos de sustituciones catiónicas. 

 Para  determinar  la  naturaleza  de  las micas  blancas  y  las  tendencias  de  variación  se  han 

proyectado los análisis en el diagrama triangular “paragonita‐celadonita‐moscovita” (Figura 4.20), que  también  nos  indica  de  forma  esquemática  el  principal  tipo  de  sustitución  que  ha  sido operativo.  En  el  caso  de  las  cuarcitas  de  Dradelo,  se  puede  ver  que  las micas  blancas  están constituidas principalmente por el término moscovítico, con pequeñas sustituciones de celadonita y con poco contenido en paragonita. En  los gneises bandeados,  las micas blancas están  también constituidas principalmente por el término moscovítico, con pequeñas sustituciones de celadonita y de paragonita. En  la muestra TAB‐4 no  se ha observado moscovita. En  los micaesquistos  con granate,  las  micas  blancas  están  constituidas  principalmente  por  el  término  moscovítico,  con sustituciones  de  celadonita  y  de  paragonita.  En  las  areniscas  grises,  las moscovitas  analizadas forman parte de los agregados micáceos que definen la segunda esquistosidad (S2). No se dispone de muchos  análisis,  ya  que  en  esta  roca  la moscovita  es  casi  accesoria  y  la  esquistosidad  está marcada  principalmente  por  la  biotita.  En  el  diagrama  triangular  Pg‐Cel‐Ms  (Figura  4.20)  se observa  que  la  composición  de  las micas  blancas  es  principalmente moscovítica,  con  pequeñas sustituciones de celadonita, y en mucho menor grado de paragonita. 

  

● Mecanismos de sustitución   En  general,  la  moscovita  (Ms),  representada  por  la  fórmula  ideal  K2Al4(Al2Si6O20)(OH)4 

(GUIDOTTI,  1984),  es  conocida  por  desviarse  de  su  composición  ideal mediante  las  siguientes sustituciones en sus distintas posiciones estructurales: 

  a.‐ (Mg, Fe2+)VI + SiVI ↔ AlVI + AlIV    sustitución fengítica b.‐ (Fe3+)VI ↔ AlVI         sustitución ferrimoscovítica c.‐ Na ↔ K          sustitución paragonítica d.‐ (Na, K) + Si ↔ Ca + Al       sustitución margarítica   En el esquema de la Figura 4.21 se muestran de forma gráfica las distintas sustituciones. Las 

variaciones  corresponden  principalmente  a  la  sustitución  fengítica,  Al‐tschermakítica  o aluminoceladonítica que se produce entre los términos de moscovita y celadonita. Esta sustitución es la más sensible a las condiciones de P y T (EVANS Y PATRICK, 1987) y consiste en la sustitución de AlIV por  SiIV,  compensándose  la diferencia de  cargas por  el  reemplazamiento de AlVI por Fe2+ y Mg2+,  o  escrito de  otra manera,  (Mg,  Fe2+)VI  +  SiIV ↔ AlVI  + AlIV. La  efectividad de  este  tipo de sustitución  se  puede  evaluar  a  partir  de  diversos  diagramas  en  los  que  quedan  reflejadas  las distintas  relaciones  de  los  cationes,  usaremos  el  diagrama  triangular  AlIV  –  AlVI‐  (Mg+Fe)  de GUIDOTTI (1984) (Figura 4.22A). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 

Figura 4.20: Diagram

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te; 266‐76 y TAB‐3 = gn

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Figura  4.21:  Esquema  de  los  vectores  composicionales  de  la  moscovita  de  acuerdo  con  las  posibles sustituciones en su estructura interna. a.‐ sustitución fengítica; b.‐ sustitución ferrimoscovítica; c.‐ sustitución paragonítica  y  d.‐  sustitución  margarítica.  La  paragonita  y  la  margarita  corresponden  a  los  miembros extremos de las sustituciones c.‐ y d.‐, respectivamente.  

  Como se puede observar en  la Figura 4.22,  las micas blancas analizadas se sitúan cerca del 

polo de la moscovita ideal (Mu), y principalmente sobre la línea que une los términos de moscovita (Mu) y fengita (Ph), aunque existe cierta tendencia de variación hacia la línea que une los polos de la moscovita  y  la  celadonita.  Esto  concuerda  con  lo  reflejado  en  la  Figura  4.20,  donde  están representados los principales términos de las micas dioctaédricas. Además, como se observa en los diagramas  triangulares de  la Figura 4.22  (B, C y D), en  todas  las muestras  la  solución  sólida  se extiende hacia  el  término de  la  fengita,  lo que apoya  la  importancia que ha  tenido  este  tipo de sustitución en las moscovitas de la Serie de “Viana do Bolo”. Existe una excepción para la muestra 266‐7, de las areniscas grises, donde los puntos tienden hacia el polo celadonítico. 

 Otro gráfico a partir del cual también se puede evaluar la sustitución Al‐tschermakítica es el 

diagrama binario Si vs. Fe+Mg (Figura 4.23), en cuyo caso las muestras deberían caer sobre la recta. En  nuestro  caso,  los  datos  de  sitúan  próximos  a  la  línea  que  representa  la  sustitución tschermakítica  ideal  y  en  disposición  paralela  a  ella,  lo  que  confirma  la  efectividad  de  la sustitución  fengítica.  No  obstante,  hay  que  tener  en  cuenta  la  influencia  de  otros  tipos  de sustituciones, ya que en  la composición de  la mayoría de  las micas blancas naturales  intervienen sustituciones complementarias que implican Fe3+, Ti4+ y □ (vacante intercapa). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

  

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Figura 4.22: Diagrama AlIV – AlVI –  (Fe+Mg) de GUIDOTTI  (1984), aplicado a  las moscovitas de  la Serie de “Viana do Bolo”. (Mu = moscovita; Ph = fengita; F Mu = ferrimoscovita; F Ph = ferrifengita; Cd = celadonita) (266‐22 = micaesquistos con granate; 266‐7 = areniscas grises; 266‐76 y TAB‐3 = gneises bandeados; 266‐72 y 73 = cuarcitas de Dradelo). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

También se puede estimar la sustitución fengítica en el diagrama Si vs. Altotal (Figura 4.24). En este  gráfico  se  observa  la  importancia  de  este  tipo  de  sustitución  en  las  micas  dioctaédricas analizadas, ya que  los puntos se sitúan sobre la recta, aunque existen pequeñas desviaciones que indican contenidos del Altotal un poco  inferiores al  ideal,  lo que  indicaría una sustitución de  tipo dioctaédrica‐trioctaédrica, 2(R3+) ↔ 3(R2+). 

    

Figura  4.23:  Diagrama  Si  vs. Mg+Fe2+,  con  respecto  a  la línea  de  la  sustitución tschermakítica  ideal  (266‐22  = micaesquistos  con  granate; 266‐7 = areniscas grises; 266‐76 y TAB‐3 = gneises bandeados; 266‐72  y  73  =  cuarcitas  de Dradelo). 

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Figura  4.24:  Diagrama  Si  vs. Al  total  para  las  moscovitas analizadas  dentro  de  la  Serie de “Viana do Bolo”. (266‐22 = micaesquistos  con  granate; 266‐7  =  areniscas  grises;  266‐76  y  TAB‐3  =  gneises bandeados;  266‐72  y  73  = cuarcitas de Dradelo). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

● Sustitución del Ti   La  sustitución del Ti en  la moscovita ha  sido discutida por SAXENA  (1966), KWART  (1968), 

TRACY (1978), RUIZ et al. (1980), GUIDOTTI (1973, 1978) y GUIDOTTI et al. (1977). En general, la gran mayoría de  los valores de Ti son  inferiores a 0,05 pfu, mientras que  los valores más altos, > 0,05 pfu, corresponden a las rocas de alto grado metamórfico. 

 El Ti puede incorporarse en la estructura de la moscovita según varios mecanismos:  a.‐ SiIV ↔ TiIVb.‐ AlVI SiIV ↔ TiVI, AlIVc.‐ 2AlVI ↔ TiVI, (M2+)VId.‐ AlVI, OH ↔ TiVI   En las moscovitas de origen metamórfico, GUIDOTTI (1984) propone las sustituciones (b y c) 

para  explicar  la  fijación  del  Ti,  siendo más  importante  la  última.  Los  principales  factores  que inciden en estas sustituciones son el grado metamórfico (P y T), la presencia o ausencia de una fase titanada (rutilo, ilmenita) y los efectos de la composición de la roca total. 

 En  el diagrama AlVI  vs. Ti  (Figura  4.25)  se puede  observar una  correlación negativa  entre 

ambos elementos, pero además se muestra la influencia de la composición de la roca total sobre la composición de los minerales. 

  

Figura 4.25: Diagrama AlVI vs. Ti,  para  las  micas dioctaédricas  (moscovita)  de la  Serie  de  “Viana  do  Bolo”. (266‐22  =  micaesquistos  con granate;  266‐7  =  areniscas grises;  266‐76  y  TAB‐3  = gneises  bandeados;  266‐72  y 73 = cuarcitas de Dradelo). 

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● Sustitución interlaminar  La  sustitución  interlaminar  o  paragonítica  (GUIDOTTI  Y  SASSI,  1998),  puede  ser  de  varios 

tipos, siendo la más importante la sustitución fengita‐paragonita, sustitución directa de K+ por Na+, 

 138

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

extendiéndose esta solución sólida hacia el término final sódico o paragonita. Por otra parte, Ca2+, Ba2+, Sr2+ o H2O pueden sustituir al K+, produciéndose  la  formación de vacantes. En el diagrama binario Na+  vs. K+  (Figura  4.26A)  se observa que  los  contenidos  en Na+ y  en K+ varían para  las distintas muestras. Además, como en otros casos, la naturaleza de la roca ejerce un fuerte control sobre la composición final de la moscovita. 

 El contenido en la molécula paragonita (Na/(Na+K+Ca)) se muestra en la Figura 4.26B, donde 

se pueden apreciar  tres grupos  fuertemente dependientes de  la  composición de  la  roca  total. El grupo  I corresponde a  rocas de composición muy  feldespática  (cuarcitas de Dradelo y areniscas grises), el grupo II a los gneises bandeados, que son rocas de composición cuarzofeldespáticas, y el grupo III a los micaesquistos con granate, muy pobres en feldespato potásico. 

   

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Figura  4.26:  (A)  Diagrama  binario  Na  vs.  K.  (B)  Diagrama  binario  Si  vs.  Na/(Na+K+Ca),  sustitución paragonítica.  (266‐22  =  micaesquistos  con  granate;  266‐7  =  areniscas  grises;  266‐76  y  TAB‐3  =  gneises bandeados; 266‐72 y 266‐73 = cuarcitas de Dradelo). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

En  la  Figura  4.27  (Al2O3  vs.  FeOt  de  MIYASHIRO,  1973)  se  muestra  la  relación  entre  el componente  celadonítico  y  las  condiciones  del  metamorfismo  respecto  a  la  temperatura, diferenciándose  la zona de esquistos con glaucofana,  la zona de clorita, biotita y almandino y  la zona de estaurolita y  sillimanita. En el  segundo de  los  campos,  las muestras que  se encuentran dentro de la zona metamórfica del almandino se proyectan en la mitad inferior y cercana a la zona de la estaurolita y la sillimanita. Se observa que todas las muestras se proyectan en el campo de la estaurolita y  la  sillimanita, con una  tendencia de evolución hacia  la parte  inferior del campo de clorita, biotita y almandino. Estas diferencias en las moscovitas de una misma muestra o grupo de muestras, con las mismas características texturales, nos indican la existencia de un reequilibrio en la  composición  de  las  moscovitas  durante  la  evolución  tectonometamórfica.  Es  decir,  ese desequilibrio  pone  de manifiesto  que  en  algunos  casos  se  han  producido  cambios  apreciables asociados a los procesos de retrometamorfismo. 

  

4.3.2.‐ Formación “Ollo de Sapo”   Las  micas  blancas  estudiadas  corresponden  a  muestras  de  los  ortogneises  glandulares 

migmatizados  y  de  los  ortogneises  glandulares  de  bajo  grado,  tobas  de  grano  grueso  y  de  las ignimbritas. Los análisis químicos utilizados se encuentran en las Tablas IX.1 a IX.6 del Anexo I. 

 En  la  Figura  4.28  se  muestra  el  diagrama  triangular  Pg‐Cel‐Ms,  en  el  QUE  se  han 

representado  todas  las micas  blancas  analizadas.  Los  análisis  pertenecientes  a  los  ortogneises glandulares se proyectan próximos al vértice de  la moscovita, donde  la componente celadonítica varía entre el 12 y el 19% y  la  componente paragonítica entre un 5 y un 9%. En el  resto de  los análisis,  el  componente  paragonítico  es  escaso,  situándose  todos  los  análisis  en  el  lado  de  la moscovita‐ celadonita. 

 Según GUIDOTTI  (1984), existe un aumento progresivo del componente paragonítico con el 

grado metamórfico hasta  la  isograda de  la  sillimanita‐feldespato potásico, a partir de  la  cual  se invierte  la  tendencia.  Esto  queda  bastante  bien  reflejado  en  este  diagrama  (Figura  4.28),  si  se comparan  las  composiciones de  las micas de bajo y alto grado metamórfico. También  se puede observar que los análisis pertenecientes a la tobas de grano grueso forman dos grupos. El que tiene un mayor  contenido  en  componente moscovítico  pertenece  a  las muestras  268‐74  y  75,  que  se encuentran dentro de la zona de la biotita y muy próximas a los afloramientos donde se empieza a manifestar  la  segunda  fase  de  deformación, mientras  que  los  análisis  con menor  contenido  en componente moscovítico  se  encuentran  dentro  de  la  zona  de  la  clorita  (muestra  268‐78).  Esta diferencia en las moscovitas se mantendrá en todos los gráficos que se muestran a continuación. 

 En general,  las micas blancas no  líticas pueden  ser descritas  en  términos de  sustituciones 

entre  dos  polos,  el  polo  moscovita  y  el  polo  celadonita.  Entre  ambos  polos  se  produce  la sustitución fengítica o Al‐tschermakítica, también llamada celadonítica, que es la de mayor interés dado que es la más sensible a las condiciones de P y T. Esta sustitución consiste en el intercambio (Mg, Fe2+)VI + SiIV ↔ AlVI + AlIV y la cuantía de la misma se puede expresar en función del contenido en Si o del contenido en celadonita de la mica. 

 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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 Figura 4.27: Diagrama Al2O3 vs. FeOt de MIYASHIRO (1973) para las micas blancas de  la Serie de “Viana do Bolo”.  La  tendencia  de  variación  que  se  observa  en  los  tres  gráficos  obedece  a  reequilibrios retrometamórficos. La estrella representa la composición de la moscovita teórica. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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Figura  4.28:  Diagrama  triangular Pg‐Cel‐Ms  de  clasificación  de  las micas  blancas  (moscovitas) pertenecientes  a  la  Formación “Ollo de Sapo”. 

              

  En la Figura 4.29 se puede observar el diagrama triangular M2+‐Si‐Al propuesto por MONIER 

(1987),  que  permite  conocer  el  grado  de  sustitución  fengítica,  además  de  la  temperatura  de cristalización de la moscovita a 2 Kb. Todas las micas pertenecientes a la Formación “Ollo de Sapo” se proyectan sobre la línea que une los polos de moscovita y celadonita, observándose además una buena  ordenación  según  el  grado  metamórfico.  Así,  las  micas  del  ortogneis  glandular migmatizado se proyectan cerca del polo moscovítico, mientras que las del resto de los materiales se posicionan hacia el término de la fengita. En una posición intermedia se sitúan las micas de las tobas de grano grueso. Todo esto concuerda muy bien con las observaciones petrográficas y con las isogradas metamórficas que serán discutidas más adelante. 

 Para verificar si el contenido en (Fe + Mg) de las micas es solamente debido a la sustitución 

fengítica, se han proyectado  los análisis de micas blancas en el diagrama Si vs. (Fe + Mg) (Figura 4.30A), en la que se observa que las muestras del ortogneis glandular migmatizado y de la toba de grano grueso,  coinciden prácticamente  con  la  línea que  representa  la  sustitución  tschermakítica ideal o fengítica, lo cual es indicativo de que la sustitución ha sido efectiva en las micas de este tipo de rocas. Las moscovitas de los restantes materiales forman agrupaciones dispersas cuyas líneas de evolución no se ajustan a la recta Ms‐Ph, lo que pone de manifiesto que esta sustitución no ha sido operativa o ha sido de escasa importancia. 

 La sustitución fengítica en las moscovitas también puede ser evaluada en el diagrama (AlVI‐

1)+2Ti vs. AlIV (Figura 4.30B) propuesto por CATHELINEAU (1982). En él se tiene en cuenta que el Ti que se  incorpora en posición octaédrica mediante  la sustitución 2AlVI ↔ TiVI, (M2+). Las muestras que se proyectan a la izquierda de la recta que marca la sustitución ideal evidencian la sustitución AlIV ↔ Fe3+. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

  

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Figura 4.29: Representación de las moscovitas en el diagrama triangular M2+‐Si‐Al (MONIER, 1987). u, v, w, x representan  los  diferentes  mecanismos  de  reemplazamiento  en  las  micas.  MTM  =  mica  tetrasilícica magnesiana; Md = montdiorita; Ann = annita; Phlog =  flogopita; East = eastonita; Sid = siderofilita; Mu = moscovita; Ph = fengita; Cel = celadonita. (M2+ = Fe2++Mg+Mn‐Ti; Si = Si‐qXII; Al = AlIV+AlVI+Fe3++2Ti+qXII). 

   El grado de sustitución fengita‐paragonita, Na ↔ K, para las micas blancas analizadas puede 

observase  en  el diagrama  triangular de  la Figura  4.28. El % de paragonita,  en general,  es poco importante y la sustitución sólo ha debido operar en las moscovitas de los ortogneises glandulares migmatizados. 

 Otra  forma de  estimar  la  sustitución  fengítica  es  en  el diagrama Si vs. Altotal  (Figura 4.31), 

donde  se  observa  la  importancia  de  este  tipo  de  sustitución  en  las  micas  dioctaédricas pertenecientes al ortogneis glandular migmatizado y a la toba de grano grueso (muestras 268‐74 y 75), ya que  los puntos caen principalmente sobre  la  recta o bien definen pautas paralelas a ella. Para el resto de los análisis, se muestra claramente que no siguen las pautas definidas por este tipo de sustitución. 

 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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 Figura  4.30:  (A) Diagrama  Si  vs.  (Fe2+  + Mg)  con  la  línea  ideal  para  la  sustitución  tschermakítica  según GUIDOTTI  (1984).  (B)  Diagrama  (AlVI‐1)+2Ti  vs.  AlIV  (CATHELINEAU,  1982),  representando  la  sustitución fengítica y AlIV ↔ Fe3+ en posición tetraédrica (Ce = celadonita, Ms = moscovita). 

  

 

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Figura  4.31: Diagrama  binario  Si vs.  Altotal  para  las  micas dioctaédricas  de  la  Formación “Ollo de Sapo”. Se puede apreciar el aumento del contenido en Al y la  disminución  de  Si  según aumenta  el  grado  metamórfico, siendo mayor en  las muestras del ortogneis  glandular migmatizado que contienen sillimanita.  

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

● Sustitución del Ti   En el diagrama AlVI vs. Ti  (Figura 4.32)  se puede observar una buena  correlación para  los 

análisis de todos  los materiales de  la Formación “Ollo de Sapo”, excepto para  las tobas de grano grueso, ya que la escasez de datos, así como la dispersión, no hacen posible ver con claridad una buena  correlación.  La  correlación  negativa  entre  Ti  y AlVI  sugiere  que  este  tipo  de  sustitución puede ser efectiva, aunque no sea la responsable de todo el Ti presente en las moscovitas. 

  

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Figura 4.32: Diagrama AlVI vs. Ti, para  las micas dioctaédricas de  la Formación “Ollo de Sapo”. Se puede apreciar la correlación negativa, bastante buena para las micas, dentro de una misma litología. 

   

● Sustitución interlaminar   La  sustitución  interlaminar  o  paragonítica,  puede  ser  de  varios  tipos,  siendo  el  más 

importante  la sustitución fengita‐paragonita, sustitución directa de K+ por Na+, extendiéndose así la  solución  sólida hacia  el  término  final  sódico o paragonita. En  el diagrama binario Na+  vs. K+ (Figura  4.33)  se  observa  que  el  contenido  en K+  se mantiene  bastante  constante  para  todas  las muestras, mientras el contenido en Na+ varía, por lo que este tipo de sustitución no llega a ser muy importante. Lo más característico es que  las moscovitas sufren un  fuerte enriquecimiento en Na+ según aumenta el grado metamórfico, por  lo que  las de mayor contenido en Na+ corresponden a los ortogneises glandulares migmatizados. Estos cambios ya se observan en el diagrama triangular de la Figura 4.28. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

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 Figura 4.33: Diagrama binario Na vs. K de  las muestras pertenecientes a  la Formación “Ollo de Sapo”. Se observa cómo el contenido en Na+ aumenta con el grado metamórfico. 

   

4.4.‐ GRANATE   

4.4.1.‐ Composición de los granates   Las muestras en las que se han analizado granates son las siguientes:  Micaesquistos con granate: 266‐22 (Tablas X.1 a X.4 del Anexo I) Gneises bandeados: 266‐76 y TAB‐4 (Tablas XI.1 a XI.16 del Anexo I) Boudines calcosilicatados: 266‐18 y 266‐78 (Tablas XII.1 a XII.5 del Anexo I)  Sólo  se  han  considerado  aquellos  análisis  en  los  que  la  suma  de  los  óxidos  en  peso  es 

superior  al  97%  e  inferior  al  102%. Las  fórmulas  están  normalizadas  en  base  a  8  cationes  y  12 oxígenos. 

 En  los micaesquistos  con  granate,  los  granates  presentan  una  parte  central muy  rica  en 

inclusiones de agujas de rutilo, como se muestra en la Foto 4.11, en la que se observa un núcleo de color  oscuro  lleno  de  las  referidas  agujas.  La  composición  de  los  granates  se  encuentra representada en el diagrama triangular Gros‐Prp‐Alm+Sps (Figura 4.34). Como se puede observar, todos los puntos se sitúan próximos al vértice Alm+Sps y forman una nube pequeña, indicativa de la  escasa  variación  composicional,  cuya  composición  media  es  de  andradita0,14  uvarovita0,13 grosularia3,59 piropo9,01 almandino78,36 espesartina8,76. También se han representado  tres análisis de granates  descritos  en  la  zona  de  alto  grado  del  domo  del  Tormes‐  Mirando  do  Douro  por MARTÍNEZ et al.  (1988) y con  las mismas características, con abundantes  inclusiones de agujas de rutilo. 

 146

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

Para  los  gneises  bandeados,  todos  los  puntos  se  han  representado  en  los  diagramas triangulares de las Figuras 4.35 y 4.36, en función de las variables grosularia (Gros), piropo (Prp) y almandino  +  espesartina  (Alm  +  Sps).  Para  la  muestra  266‐76,  no  existe  una  variación composicional apreciable,  situándose  todos  los puntos próximos al vértice de Alm + Sps. Por el contrario, los granates de la muestra TAB‐4 sí presentan variación composicional desde el núcleo hacia el borde del cristal. 

 

 Foto 4.11: Aspecto de la textura de los granates analizados en los micaesquistos con granate (Muestra: 266‐22). En casi todos se puede observar que la parte central es rica en inclusiones de agujas de rutilo. 

  

Figura  4.34:  Diagrama  triangular Gros‐Prp‐Alm+Sps  para  los granates  analizados  en  los micaesquistos con granate (muestra: 266‐22).  Todos  los  datos  se concentran  en  una  nube  pequeña situada junto al vértice de Alm+Sps. Los  datos  correspondientes  a  los triángulos  de  color  amarillo proceden de MARTÍNEZ  et  al.  (1988) y representan la composición media de  los núcleos de  tres granates que tienen  abundantes  inclusiones  de agujas de rutilo. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

  

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

  

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uestra TAB‐4. 

  149

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.4.2.‐ Zonación de los granates   Interpretar de forma correcta la zonación de los granates metamórficos requiere conocer en 

detalle  los procesos que  influyen en su desarrollo. A continuación se presenta un resumen sobre las  características  y  significado  de  los  distintos  tipos  de  zonaciones  en  granates,  tanto  de crecimiento  como por difusión. Esto nos ayudará a  comprender mejor  los datos de  los granates estudiados en la Serie de “Viana do Bolo”. 

 Existen muchos trabajos sobre la zonación de granates en rocas metamórficas, especialmente 

en rocas metapelíticas, y sobre su posible utilización para deducir  la historia metamórfica. Entre ellos  se pueden destacar  los de TRACY  et  al.  (1976), THOMPSON  et  al.  (1977),  SPEAR  et  al.  (1984), ROBINSON  (1991)  y  SPEAR  (1993).  En  ellos  se  han  propuesto  tres  procesos  fundamentales  para explicar el zonado químico de los granates: 

 a.‐  Fraccionación  isotérmica,  que  es  el  proceso  por  el  que  un  elemento  es  separado 

isotérmicamente  y  aislado  en  un  granate  cristalizado. Así,  dicho  elemento  es  eliminado  de  un reservorio homogéneo, que se empobrece en dicho elemento. 

 b.‐  Difusión  química  e  intercambio  durante  y  después  del  crecimiento  cristalino,  lo  que 

produce  gradientes  composicionales  en  el  granate.  También  se  pueden  producir  gradientes composicionales entre los minerales adyacentes. 

 c.‐  Crecimiento  durante  el  metamorfismo  progrado  y  retrogrado  en  el  que  cambios  de 

temperatura  alteran  la  distribución  de  los  elementos  en  equilibrio  durante  la  cristalización  del granate. 

 El  zonado  de  los  granates  en  las  rocas  metamórficas  se  puede  producir  por  los  dos 

mecanismos de crecimiento y difusión.  Zonado de crecimiento: Existen numerosos  trabajos que analizan  la naturaleza y el origen de 

este tipo de zonado (HOLLISTER, 1966; ATHERTON, 1968; THOMPSON, 1976; THOMPSON et al., 1977; TRACY, 1982; SPEAR, 1993, entre otros). Se produce como consecuencia del cambio de las variables P‐T,  lo que afectará a  la composición del material aportado a  la superficie del cristal, ya que  los coeficientes  de  distribución  KD  de  las  reacciones  entre  el  granate  y  los  demás minerales  son dependientes de  la presión y de  la temperatura. Por ejemplo,  las reacciones de  intercambio entre Fe‐Mg y Fe‐Mn son muy sensibles a  la temperatura, mientras que  las reacciones de transferencia de masas,  como  las que  controlan  el  contenido de grosularia  (Ca)  en  el granate, presentan una importante dependencia de la presión. 

 Para que  este  tipo de  zonado  se desarrolle,  es necesario que  la velocidad de difusión  sea 

lenta,  de manera  que  las  zonas  internas  del  cristal  queden  aisladas  del  resto  de  la  roca.  Las diferencias  composicionales  en  las  distintas  zonas  del  granate  se  producen  principalmente  por cambios  en  las  condiciones  externas,  de  presión  y  de  temperatura,  y  por  los  cambios  en  la composición de la roca durante el desarrollo del metamorfismo. Este tipo de zonado se encuentra en granates crecidos a temperaturas por debajo de 650° C. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

Zonado  por  difusión:  Se  produce  sobre  un  cristal  preexistente  que  puede  o  no  haber  sido homogéneo. Este tipo de zonación se produce por difusión intracristalina, que tiene lugar debido a las  reacciones  entre  la  superficie  del  cristal  y  los  minerales  adyacentes,  o  bien  debido  a  los gradientes  del  potencial  químico  dentro  de  los  cristales.  Este  tipo  de  zonado  no  requiere  el crecimiento o desaparición del cristal, y es más importante cuanto mayor es la temperatura, por lo que será más intenso cuanto mayor sea el grado metamórfico, y se encuentra en granates crecidos por encima de los 600° C. 

 Las variaciones químicas que se asocian a los distintos tipos de zonación son las siguientes:  Zonado de crecimiento en condiciones progradas: El granate es la única fase mineral que al 

inicio de un proceso metamórfico incorpora MnO en cantidades significativas y, por lo tanto, este componente se irá empobreciendo en la roca según avanza el proceso metamórfico, determinando en el granate un zonado pronunciado del Mn, que disminuye hacia los bordes, dando lugar a un perfil típico en forma de campana. Por otra parte, la relación XFe = [Fe/(Fe+Mg)] disminuye hacia los bordes. El Mg aumenta hacia los bordes mientras que el Fe puede aumentar o disminuir y el Ca suele disminuir hacia los bordes. Este es el perfil típico de zonación que muestran muchos granates que se desarrollan bajo condiciones de metamorfismo progrados. 

 El zonado de crecimiento en condiciones retrogradas produce unos perfiles que son distintos 

que los anteriores. Así, el Ca disminuye hacia los bordes y el Mn y la relación XFe son planos en el centro del cristal y aumentan hacia  los bordes. El granate que crece en estas condiciones se dice que ha cristalizado a partir de una fase líquida y durante el enfriamiento de ésta. ROBINSON (1991) describe  otra  variedad  de  zonación  de  crecimiento  del  granate  en  condiciones  de  descenso  de temperatura:  se  trata de  granates  idiomorfos  en  los  que  el perfil del Ca  y Mn  tienen  forma de campana, típica de crecimiento en condiciones progradas. Sin embargo, la relación XFe disminuye hacia los bordes, reflejo del descenso de la temperatura. 

 Zonado  de  difusión:  este  tipo  de  zonación  se manifiesta  de  diferentes maneras,  según  la 

medida  en  que  haya  actuado  el  proceso  de  difusión  y  se  produzca  según  vaya  aumentando  o disminuyendo el grado metamórfico. Cuando se  trata de un granate desarrollado a  temperatura suficientemente alta,  se produce una homogeneización  con un perfil plano. Además,  se pueden generar perfiles planos a partir de granates zonados previamente, en  los que  la difusión tiende a igualar  la concentración de  los elementos dentro de un cristal. Casos en  los que se cambia de un zonado  de  crecimiento  a  otro  de  difusión,  por  un  aumento  del  grado metamórfico,  han  sido descritos por diversos autores (SPEAR, 1993). 

 Si continúa el proceso de difusión, cuando comienza el descenso de la temperatura, llega un 

momento en el que el proceso ya no es eficaz y es en estos momentos cuando se desarrolla una zonación de tipo retrógrada, con sus típicos perfiles de crecimiento. Estos granates van a presentar un núcleo con perfil plano y hacia el borde registrarán un aumento del Mn y XFe, mientras que el Mg disminuye hacia el borde y el Ca tiene unos comportamientos variables. Este tipo de zonado se explica porque durante el enfriamiento las reacciones de intercambio de elementos siguen siendo efectivas. La difusión  lenta en el granate no permite que el  interior del cristal se equilibre con  la fase coexistente y ello lleva al desarrollo de un gradiente composicional. 

  151

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

La  importancia de  la difusión en el caso de un zonado o reabsorción de un granate a altas temperaturas está controlada por  la  trayectoria P‐T del sistema y sobre  todo por  la velocidad de enfriamiento.  Otro  factor  importante  es  el  tamaño  del  cristal,  y  también  puede  influir  la composición de la roca. Por ejemplo, la difusión del Ca en granates de metapelitas es más lenta que la del Fe, Mg y Mn (LOOMIS et al., 1985). 

 En  cuanto  a  los modelos  que  se  pueden  aplicar  a  la  zonación,  un  perfil  con  forma  de 

campana  indica un proceso de  fraccionación para  ese  elemento, que  en principio  es  isotérmico, asumiendo que el factor de fraccionamiento es constante y que no hay difusión en volumen, o es muy pequeña en el granate. 

 Para  determinar  el  modelo  de  zonación  se  han  realizado  análisis  puntuales  sobre  una 

transversal  del  cristal  de  granate  seleccionado.  A  veces  se  han  realizado  dos  transversales perpendiculares  entre  sí,  con  el  fin  de  obtener  resultados  más  fiables  y  significativos.  Para visualizar  la variación composicional, se han representado gráficamente perfiles de  las fracciones molares de almandino (Fe), piropo (Mg), grosularia (Ca) y espesartina (Mn), además de la relación Fe/(Fe+Mg). 

  

● Zonado de los granates de la muestra 266‐76 (gneises bandeados)   La Foto 4.12 muestra uno de  los granates analizados, donde  se han  realizado dos perfiles 

(grt‐1, A y B) casi perpendiculares sobre un cristal de granate. Ambos (Figura 4.37) son semejantes y en los dos casos se han podido diferenciar tres zonas, que corresponden a estadios de desarrollo distintos dentro del cristal, aunque no muestran una disposición simétrica. 

  

 Foto 4.12: Aspecto de  la  textura de uno de  los granates estudiados en  la muestra 266‐76  (grt‐1). Las  líneas azules representan las trayectorias de los perfiles y las letras A y B corresponden con los perfiles de la Figura 4.37. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

Así,  el perfil A  tiene una  zona  I  en  la parte  central del  cristal, donde  el Mn  (espesartina) presenta  una  pauta  de  evolución  con  forma  de  campana,  típica  de  un  zonado  por  crecimiento continuo y  es  consecuente  con  la  extracción del Mn de  la  roca por parte del granate, que  es  el mineral  que  incorpora  este  elemento mayoritariamente.  El Mg  (piropo)  también  presenta  una distribución  con  forma  de  campana.  Para  el  Ca  (grossularia)  se  observa  que  existe  un  ligero aumento del contenido desde el centro del cristal hacia los bordes, lo que sugiere un aumento de la presión. Por último, la relación Fe/(Fe+Mg) y el Fe (almandino) presentan una forma de campana invertida, que marca un descenso en la temperatura. El trazado con forma de sierra de los perfiles se debe, en algunos casos, a que los puntos de análisis se encuentran muy próximos a inclusiones de biotita, lo que produce un aumento del Fe y una disminución del Mg, por lo que a la hora de analizar en conjunto estos perfiles se ha considerado la tendencia general, ignorando las anomalías puntuales. La exterior, zona III, como se aprecia en la parte izquierda del perfil A (Figura 4.37A), se encuentra  en  contacto  con  cristales de  granate  y de  biotita. Esta  zona  III  se  caracteriza  por  un aumento del Fe y por una disminución del Mg hacia el borde. Este  tipo de zonado, con cambios bruscos  de  los  componentes  almandino  y  piropo,  es  característico  de  las  reacciones  por intercambio de estos elementos, entre el granate y  la biotita, que  indica un zonado por difusión, como se aprecia en la Foto 4.12, parte izquierda del perfil A. 

 

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 Figura  4.37:  Variación  de  la composición  química  a  lo  largo de dos  perfiles  transversales  (A  y  B) del  granate  de  la  muestra  266‐76 (grt‐1. Foto 4.12). 

            El  perfil  B  de  la  Figura 

4.37B,  presenta  las  mismas características  generales  en  la zona  I que  el perfil A. Además, se  ha  diferenciado  una  zona  II en  la  parte  derecha  del  perfil, donde el Ca disminuye hacia el borde, mientras  que  el Mn  y  la relación  XFe  aumentan  hacia  el borde;  estas  características  son 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

descritas para granates que crecen en condiciones retrogradas, es decir, que ha cristalizado a partir de una fase líquida y durante el enfriamiento de ésta. 

 En la Foto 4.13 se puede ver otro de los granates estudiados en esta muestra (266‐76), y en la 

Figura  4.38 queda  reflejado uno de  los perfiles  realizados.  Se puede observar un  cristal  con un crecimiento asimétrico, donde se pueden diferenciar tres zonas con unas características del perfil similares a las descritas anteriormente. Dentro de la zona I, los contenidos de Mn y Mg describen unas trayectorias con forma de campana, lo cual es indicativo de un zonado de crecimiento. El Ca describe una campana  invertida más pronunciada que en el perfil del granate anterior, es decir, con un aumento en el contenido de este elemento desde el núcleo hacia el borde, lo que sugiere un aumento  de  la  presión.  La  relación  XFe  [Fe/(Fe+Mg)]  y  el  Fe  muestran  perfiles  de  campana invertida, en especial,  la relación XFe  indica una progresiva disminución de  la temperatura. Esta zona nos indica que estos granates se encuentran creciendo durante un aumento de presión y con una temperatura en descenso o que se mantiene bastante constante. 

  

 Foto 4.13: Detalle de uno de los granates estudiados,sobre el cual se ha realizado un perfil, proyectado en la Figura 4.38 (Muestra: 266‐76, grt‐4. Pl = plagioclasa; Bt = biotita; Ms = moscovita; Qtz = cuarzo). 

 La zona II muestras las mismas características composicionales que las descritas en la zona II 

de  los perfiles anteriores  (muestra 266‐76, grt‐1 A y B). La zona  III  representa el  resultado de  la reequilibración retrógrada del granate, con aumento de XFe, Fe y Ca, y con una disminución del Mg y Mn. 

 Los perfiles de estos granates nos muestran que corresponden a un crecimiento durante un 

aumento de presión y en unas condiciones de descenso, o de no aumento, de la temperatura, y se podrían considerar sincinemáticos, con el desarrollo de la distena en el flanco N del Antiforme de Sanabria,  reflejando  en  ambos  casos  un  considerable  aumento  de  la  presión,  todo  ello  estaría provocado  por  el  emplazamiento  de  los  complejos  alóctonos  que  en  esos momentos  estarían cabalgando sobre estos materiales. 

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Figura  4.38:  Variación  de  la composición química a  lo  largo de un  perfil  de  un  granate perteneciente  a  la  muestra  266‐76 (grt‐4). 

                        

● Zonado de los granates de la muestra TAB‐4 (gneises bandeados)   En esta muestra se han estudiado  los cristales de granate de mayor tamaño. La elección de 

los  granates,  así  como  del  perfil  a  realizar,  ha  estado  determinada  por  las  características  y relaciones  de  la  textura  que  presentan.  La  principal  característica  de  todos  los  granates  es  su carácter poiquiloblástico. Los perfiles de estos granates presentan unas características ligeramente diferentes a los descritos anteriormente. 

 En  la Foto 4.14  se muestra uno de  estos granates  con hábito poiquiloblástico, que  incluye 

principalmente a cristales de cuarzo. En la Figura 4.39 (TAB‐4; grt‐2) se ha representado uno de los perfiles más completo y representativo. Se diferencian tres zonas. En la zona I, el Mn tiene un perfil con forma de campana, típica de un zonado de crecimiento, con un máximo en el centro del cristal (XMn = 7,81) que va disminuyendo hacia el borde hasta alcanzar valores de XMn ≈ 2,5. Para el Ca, el perfil tiene una parte central bastante plana, con algunos dientes de sierra y hacia los bordes hay un ligero aumento del contenido en Ca, por lo que en su trazado general se puede considerar un perfil con  forma en campana  invertida; para el Fe, el  trazado del perfil  tiene  forma de campana 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

invertida,  con un  aumento progresivo hacia  el borde que  indica,  al  igual que  el Mn, una  etapa prograda de  crecimiento. El Mg,  sigue una pauta  semejante al Fe, dando un perfil de  campana invertida muy abierta, aunque tiene una parte central bastante plana, es decir, existe un aumento desde  el  centro  del  cristal  al  borde;  por  último,  la  relación  XFe  =  Fe/(Fe+Mg)  tiene  forma  de campana normal muy  abierta, marcando un descenso desde  el núcleo hacia  los bordes,  lo  cual también nos indica junto con los elementos anteriores un crecimiento progrado. 

  

 Foto 4.14: Aspecto de la textura de uno de los granates estudiados en la muestra TAB‐4 (grt‐2). Uno de los dos perfiles  realizados  sobre  este  cristal  se puede  ver  en  la  Figura  4.39;  la  línea  azul marca  el  recorrido aproximado en el que se han realizado análisis puntuales con la microsonda electrónica. 

 La  zona  II  está  representada  de  forma  simétrica  con  respecto  a  la  zona  I.  En  ella,  el 

comportamiento  de  los  distintos  componentes  es  el  siguiente:  el  contenido  en Mn  permanece prácticamente  constante  o  bien muestra  un  ligero  aumento;  el Ca  sufre  una  disminución  en  el contenido;  el  Fe  en  su  parte  izquierda  sufre  un  importante  aumento mientras  que  en  la  parte derecha hay un aumento más pequeño; el Mg sufre un aumento en su contenido y en el caso de la relación Fe/(Fe+Mg) primero sufre un descenso bastante pronunciado. Estas características definen un perfil típico de un crecimiento progrado. 

 Por último, se ha diferenciado una tercera zona (zona III) en uno de los extremos del perfil, 

con unas  características opuestas a  la de  la zona  II. Así,  en  ella  el Mn presenta una muy  ligera disminución hacia el borde, al igual que el Mg, pero en este elemento es más pronunciada. El Ca 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

sufre  un  aumento  relativamente  importante  hacia  el  borde,  posiblemente  debido  a  una reequilibración retrógrada, mientras que el Fe marca una disminución. Por último, la relación XFe sufre un fuerte aumento. Todo esto es coherente con una difusión retrógrada, registrada también por la evolución de los perfiles de Mn y Fe. 

 Figura 4.39: Variación de  la composición química a  lo largo de un perfil, de un granate de la muestra TAB‐4 (grt‐2),  gneises  bandeados  de  la  Serie  de  “Viana  do Bolo”. 

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                              En resumen, se puede decir que las tres zonas marcan tres momentos distintos dentro de la 

evolución de la historia tectono‐metamórfica. Las zonas I y II definen un zonado por crecimiento progrado del granate, mientras que la zona III representa su retrogradación. 

 Otro ejemplo del zonado de  los granates en esta muestra  se encuentra  representado en  la 

Figura 4.40 (grt‐3, perfil‐2), donde se pueden observar  las mismas tres zonas que se han descrito para el perfil de  la Figura 4.39 y  las fracciones molares de Fe, Mg, Mn y Ca, así como  la relación Fe/Fe+Mg presentan perfiles con las mismas características. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

Figura  4.40: Variación de  la  composición química en un perfil de otro granate de  la muestra TAB‐4 (grt‐3,  perfil  2),  correspondiente  a  los  gneises bandeados de la Serie de “Viana do Bolo”. 

                        

● Interpretación de los granates de la muestra 266‐22 (micaesquistos con granate) 

  A  pesar  de  que  en  el  diagrama 

triangular  Gros‐Prp‐Alm+Sps,  no  se  aprecia una  variación  composicional  importante dentro de los cristales de granate (Figura 4.34), 

se puede  comprobar  que  existe una pequeña  zonación. Así, de  los  granates  analizados  en  esta muestra, se han seleccionado dos de los perfiles como los más representativos. Los perfiles A y B de la Figura 4.41 tienen las mismas características y son muy semejantes a los perfiles descritos en los granates de  la muestra 266‐76, correspondiente a  los gneises bandeados. En estos perfiles son fácilmente  reconocibles dos zonas,  lo más  llamativo  en ambos  es que  el perfil de  la  espesartina (Mn) tiene una zona central (zona I) con forma en campana, que es característico de un crecimiento continuo,  consecuencia  del  fraccionamiento  del Mn  por  parte  del  granate.  La  grosularia  (Ca) presenta un perfil en forma de campana invertida, sobre todo en el perfil B, es decir, con aumento hacia los bordes del cristal, lo que indica un aumento de la presión. Igualmente, el alto contenido en espesartina (Mn) con un empobrecimiento muy rápido hacia el exterior del cristal, unido al bajo 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

contenido  en grosularia  (Ca)  en  los  centros de  la  zona  I, puede  representar un  crecimiento por debajo de las condiciones normales de formación. 

 La  relación  XFe  =  (Fe/Fe+Mg)  es  bastante  insensible  a  los  componentes  adicionales  que 

puedan  existir  dentro  del  sistema  KFMASH  y,  por  lo  tanto,  es  más  fiable  que  otro  tipo  de relaciones. Así, el perfil que muestra tiene forma de campana invertida muy abierta, es decir, con un  ligero aumento en el contenido hacia  los bordes dentro de  la zona  I y que se continúa por  la zona II, lo que indica una posible disminución de la temperatura durante el crecimiento del cristal. En  el  caso  del  almandino  (Fe),  la  forma  del  perfil  es  de  campana  invertida,  con  un  aumento progresivo de las fracciones molares hacia los bordes, muy patente en el perfil B, lo que indica un crecimiento continuo como en el caso del Mn y el carácter progrado de  la evolución seguida por los granates. Tanto  la  relación XFe  como  el  almandino  (Fe) muestran  las mismas  tendencias de variación, por  lo que ambos nos  indican un descenso de  la  temperatura durante  la formación de los cristales. En ambos perfiles, la zona II refleja una retrogradación o bien una homogeneización por difusión de los bordes de los cristales de granate. 

 

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 Figura 4.41: Perfiles realizados sobre dos de los granates de los micaesquistos con granate (Muestra: 266‐22). El perfil A corresponde al granate que se observa en la parte izquierda de la Foto 4.11. 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.4.3.‐ Granates de los “boudins” calcosilicatados   Los análisis de granates de los “boudins” calcosilicatados se encuentran en las Tablas XII.1 a 

XII.5 del Anexo I y corresponden a las muestras 266‐18 y 266‐78.  Todos  los  puntos  analizados  se  han  representado  en  el  diagrama  triangular  grossularia 

(Gros), piropo (Prp) y almandino + espesartina (Alm + Sps) (Figura 4.42). Como puede observarse, existe una apreciable variación composicional entre  los granates pertenecientes a ambos  tipos de “boudins” calcosilicatados. Los granates del “boudin” granatífero‐piroxénico se acercan al polo de la  grosularia, mientras  que  los  del  “boudin”  granatífero‐anfibólico  se  acercan  hacia  el  polo  de almandino + espesartina. 

 En  este gráfico  también  se han  representado análisis de anfibolitas o paraanfibolitas de  la 

Sierra de Guadarrama  (Sistema Central Español) procedentes de VILLASECA GONZÁLEZ  (1984) y VILLASECA (datos personales, 2005), y los datos tienden a proyectarse cerca de nuestros boudines anfibólicos. 

    

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Figura 4.42: Diagrama triangular Gros – Prp ‐ Alm+Sps para los granates de los “boudins” pertenecientes a las  rocas  calcosilicatadas.  También  se  han  representado  datos  procedentes  de  ( )  VILLASECA GONZÁLEZ (1984) y ( ) VILLASECA (2005, comunicación personal). 

 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.5.‐ PIROXENO   Este  mineral  se  encuentra  en  los  “boudins”  calcosilicatados,  habiéndose  analizado 

únicamente  en  la  muestra  266‐18.  De  los  análisis  realizados  se  han  aceptado  aquellos  cuyo contenido en óxidos está comprendido entre 97% y 102%, que se  incluyen en  las Tablas XIII.1 a XIII.3 del Anexo I, acompañados de las fórmulas estructurales, calculadas en base a 6 oxígenos y 4 cationes. 

 Los  piroxenos  cálcicos  [Ca(Mg,  Fe2+)Si2O6]  diópsido‐hedembergita  forman  una  serie  de 

solución  sólida  continua  entre CaMgSi2O6 y CaFe2+Si2O6,  respectivamente. En  la  clasificación de POLDERVAART  Y HESS  (1951),  todos  los  piroxenos  analizados  se  clasificarían  como  salitas,  con escasos análisis dentro del campo de la ferrosalita. En la clasificación propuesta por MORIMOTO et al.  (1988),  todos  son  piroxenos  cálcicos  y  se  clasifican  como  diópsidos,  con  contenidos  en Wo (Ca2Si2O6)  siempre  por  encima  del  47%  (Figura  4.43).  No  existen  grandes  diferencias,  en  la composición de los clinopiroxenos estudiados, que merezcan ser comentadas. Se ha representado también una media de  los  análisis de  clinopiroxenos pertenecientes  a  rocas  calcosilicatadas del Sistema  Central  Español  (VILLASECA  GONZÁLEZ,  1984),  y  se  puede  comprobar  que  tienen composiciones muy  semejantes  a  los  analizados  en  este  trabajo,  proyectándose  en  el  límite  del campo  entre diópsido y hedembergita. Este  tipo de piroxenos  cálcicos  (salitas)  son  comunes  en sedimentos ricos en calcio afectados por un metamorfismo regional en facies de anfibolitas. 

  

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Figura 4.43: Diagrama En‐Fs‐Wo para la clasificación de los piroxenos (MORIMOTO et al., 1988. Muestra: 266‐18). ( ) VILLASECA GONZÁLEZ (1984). 

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Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.6.‐ ANFÍBOL   De los análisis efectuados se han considerado aquellos cuyo contenido total en óxidos varía 

entre  94%  y  98%,  que  se  incluyen  en  las  Tablas  XIV.1  a  XIV.3  del  Anexo  I.  Las  fórmulas estructurales  han  sido  calculadas  en  base  a  23  oxígenos.  Todos  los  análisis  pertenecen  a  una muestra de un  “boudin” de  tipo  granatífero‐anfibólico  (muestra  266‐78). La  clasificación de  los anfíboles se ha llevado a cabo según las normas recopiladas por LEAKE et al. (1997). 

 En  la  Foto  4.15  se  puede  observar  el  carácter  poiquiloblástico  de  los  anfíboles  de mayor 

tamaño. En general, todos los anfíboles son cálcicos, con (Ca + Na)B > 1, Ca ≥ 1,5 (1,723 a 1,898) y (Na+K)A  <  0,5  (0,014  a  0,333), mostrando una  variación  composicional  notable,  que  oscila  entre magnesio‐hornblenda a tschermakita y a ferro‐tschermakita, aunque la mayor parte de los análisis se  proyectan  en  el  campo  de  los  anfíboles  tschermakíticos  (Figura  4.44).  Los  análisis  que  se proyectan en el campo de la magnesio‐hornblenda corresponden a los anfíboles de menor tamaño. En el caso de las otras dos composiciones, corresponden a los grandes cristales poiquiloblásticos de anfíbol,  donde  la  composición  tschermakita  corresponde  a  las  zonas  centrales  de  los  cristales, mientras que las composiciones ferro‐tschermakita pertenecen principalmente a los bordes. 

  

Foto 4.15: Detalle de uno de  los anfíboles (Anf) poiquiloblásticos analizados. Tienen gran  cantidad  de  inclusiones  de  titanita (Ttn) de hábito euhedral a subhedral.  (Pl =  plagioclasa.  Muestra:  266‐78;  nícoles paralelos). 

                 

El  diagrama  Si  vs.  Ti  propuesto  por  LEAKE  (1965)  ha  sido  utilizado  clásicamente  con  el objetivo  de  discriminar  entre  anfíboles  ígneos  y metamórficos.  En  el  caso  que  nos  ocupa,  se observa cómo todos los análisis realizados se proyectan en el campo de los anfíboles metamórficos (Figura 4.45), lo que concuerda con las observaciones petrográficas. 

 162

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 

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Figura  4.44: Diagrama  para  la  clasificación  de  anfíboles  (LEAKE  et  al.,  1997)  pertenecientes  al  “boudin” granatífero‐anfibólico (Muestra: 266‐78). ( = VILLASECA, comunicación personal, 2005). 

  

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Figura  4.45:  Diagrama  Si  vs.  Ti  propuesto  por  LEAKE  (1965),  para  discriminar  entre  anfíboles  ígneos  y metamórficos.  Como  puede  observarse,  todos  los  análisis  se  proyectan  en  el  campo  de  los  anfíboles metamórficos. 

  163

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.7.‐ CLORITA   Las  cloritas  analizadas  corresponden  a  un mármol  (Tablas  XV.1  y  XV.2  del  Anexo  I)  y 

presentan unos  totales de  los óxidos  analizados  comprendidos  entre  86% y  89%, por  lo que no parecen demasiado precisos, pero aún así, se han representado en el diagrama de clasificación para las  cloritas  de HEY  (1954),  donde  los  análisis  se  proyectan mayoritariamente  en  el  campo  de clinocloros  (Figura  4.46).  Esta  clasificación  concuerda  con  las  características  microscópicas presentadas por estos cristales. 

  

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Figura 4.46: Diagrama Si vs. Fet/Fet+Mg según HEY (1954), para  la clasificación de las cloritas (Muestra: 266‐41). 

                      

   

4.8.‐ OLIVINO   Este mineral aparece tan sólo en  los mármoles (muestra 266‐41) y se ha encontrado sólo en 

un afloramiento. Los análisis realizados se encuentran recogidos en la Tabla XVI.1 del Anexo I, en donde  se  incluyen  también  las  fórmulas  estructurales  en  base  a  4  oxígenos.  Aunque  sólo  se dispone de cinco análisis, estos son muy similares y su composición varía entre 80,92 y 79,52% de 

 164

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

forsterita,  lo  que  da  idea  del  limitado  rango  de  variación,  cuya  composición  corresponde  a crisolitos. 

  

4.9.‐ TITANITA   La  titanita,  CaTi  [SiO4]  (O,  OH,  F),  es  un  mineral  accesorio  común  en  ambos  tipos  de 

“boudins”  calcosilicatados.  Se han descartado  aquellos  análisis  cuyos  contenidos  en  óxidos  son inferiores  a  96  %.  Los  análisis  utilizados  se  encuentran  en  la  Tabla  XVII.1  del  Anexo  I.  La proyección de las titanitas estudiadas en el diagrama Ti‐Fe‐Al de TULLOCH (1979; Figura 4.47) las sitúa cerca del vértice del Ti, observándose que no existen prácticamente diferencias entre ellas, superponiéndose todos los puntos proyectados. 

   

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Figura 4.47: Representación de las titanitas estudiadas en el diagrama Ti‐Fe3+‐Al (TULLOCH, 1979). Cuadrados amarillos = boudines anfibólicos‐granatíferos; círculos rojos = boudines piroxénicos‐granatíferos. 

   

4.10.‐ EPIDOTA‐CLINOZOISITA   Se han  considerado únicamente  los  análisis químicos de  epidotas  cuyo  contenido  total  en 

óxidos es superior al 95 %. Las fórmulas estructurales se han calculado en base a 8 cationes, donde todo el Fe se ha asumido como férrico y todo el Mn como trivalente. 

 La relación composicional de  los minerales del grupo de  la epidota pueden ser expresados 

por la siguiente formula general:  

  165

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

X2Y3Z3(O, OH, F)13 Donde  X = Ca, Ce, La, Y, Th, Fe2+, Mn2+, Mn3+

    Y = Al, Fe3+, Mn3+, Mn2+, Fe2+, Ti     Z = Si, Be  La  gran mayoría de  los miembros de  este  grupo  pertenecen  a  la  serie de  solución  sólida 

Ca2Al2AlSi3O11(O/OH)  –  Ca2Al2Fe3+Si3O11(O/OH)  de  zoisita  ortorrómbica  y  epidota/clinozoisita monoclínica.  La  composición  de  la  solución  sólida  ortorrómbica  y  monoclínica  puede  ser expresada como  la fracción molar de Xps del componente Ca2Al2Fe3+Si3O11(O/OH), con Xps = Fe3+ / (Fe3+  + Al  –  2)  (DEER  et  al.,  1986).  En  la  zoisita, Xps  está  restringida  a  valores  inferiores  a  0,02, mientras que la solución sólida monoclínica muestra valores entre 0 y 1. 

 En  la  composición  de  los minerales  del  grupo  de  la  epidota,  además  de  las  condiciones 

metamórficas  (presión  y  temperatura),  también  influyen  la  fugacidad del  oxígeno  en  roca  total (fO2) y la composición de la roca total. 

 Dentro de la Serie de “Viana do Bolo”, la muestra en la que se han analizado los cristales de 

epidota  es  la  266‐78,  que  corresponde  al  “boudin”  anfibólico‐granatífero.  En  la  Tabla  4.3  se encuentran algunos de  los elementos más representativos de este mineral. Sólo se han analizado cuatro cristales y los resultados se presentan en la Tabla XVIII.1 del Anexo I. 

  

SiO2 Al2O3 AlVI Fe3+ Mn % pist.

39,091 28,345 2,603 0,351 0,006 11,852

 Tabla  4.3:  Datos  de  los  elementos  que  representan  la  composición  media  de  las  epidotas‐clinozoisitas pertenecientes a las rocas calcosilicatadas. 

  Dentro de  la Formación “Ollo de Sapo”,  las muestras en  las que se han analizado epidotas 

son  267‐20  y  267‐32  (Tablas  XIX.1  y  XIX.2  del  Anexo  I),  ambas  correspondientes  a  las  tobas epiclásticas,  donde  los  cristales  se  consideran  formados  en  el  proceso metamórfico  asociado  al desarrollo tardío de la S2‐M2 que presentan estas rocas. 

 En la Figura 4.48 se encuentran representadas las composiciones de las epidotas de las rocas 

calcosilicatadas  y  del  “Ollo  de  Sapo”.  En  ambos  casos  se  pueden  clasificar  como  clinozoisitas, aunque se puede comprobar cómo la composición de la roca total influye de forma importante en la diferencia composicional entre ambos grupos de epidota. 

 En  las  epidotas  correspondientes al “boudin”  calcosilicatado,  el  contenido  en molécula de 

pistachita  tiene valores comprendidos entre Ps10 y Ps14,  tratándose de clinozoisitas. Como puede observarse, el rango composicional de las epidotas de los boudines anfibólico‐granatíferos es muy pequeño. Otra característica que se suele tener en cuenta a la hora de considerar la composición de las  epidotas  es  el  contenido  en  TiO2.  En  nuestro  caso,  todas  las  epidotas  tienen  un  contenido inferior al 0,2 %. 

 166

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

En el caso del “Ollo de Sapo”, los cristales tienen un grado de idiomorfismo muy alto (Foto 4.16)  e  incluso  llegan  a  formar  grandes  blastos,  y  a  veces  los  cristales  crecen  con  hábitos prismáticos  alargados, dando  lugar  a  formas  radiadas  (Foto  4.17). El  contenido de molécula de pistachita  tiene valores comprendidos entre Ps14 y Ps28, que son bastante bajos, pero siempre son superiores a  los de  las  rocas calcosilicatadas. Esto queda  reflejado de  forma gráfica en  la Figura 4.49, donde se ha representado AlVI vs. Fe3+, volviéndose a diferenciar  los dos grupos de epidota‐clinozoisita. En  las epidotas pertenecientes a  la Formación “Ollo de Sapo” se pueden diferenciar dos subgrupos, la zona central y la zona más externa de los cristales, que concuerda con el zonado que se observa de al microscopio en los cristales de epidota‐clinozoisita y que queda reflejada en la Tabla 4.4. Según FRANZ Y LIEBSCHER  (2004) y GRAPES Y HOSKINS  (2004),  las epidotas crecidas en facies de  los esquistos verdes son más ricas en Fe, mientras que hacia  la facies de anfibolitas,  las epidotas incrementan su contenido en Al (Figura 4.49), aunque también hay que tener en cuenta la composición total de la roca. También se puede observar en la Figura una disminución de XFe con el aumento del grado metamórfico. 

   

Figura 4.48: Diagrama triangular de composición de las epidotas estudiadas. XCzo = (Al‐2)/(Fe3++Al+Mn‐2); XEp = Fe3+/(Fe3++Al+Mn‐2); XPie = Mn/(Fe3++Al+Mn‐2). Czo = Clinozoisita, Ep = Epidota; Pie = Piemontita. 

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Nº análisis SiO2 Al2O3 Al VI Fe3+ Mn %pist.

1 (borde) 39,316 27,304 2,497 0,423 0,021 14,387 2 38,385 27,151 2,508 0,435 0,017 14,735

3 (núcleo) 36,231 24,464 2,448 0,480 0,008 16,335

 Tabla 4.4: Datos de los elementos que presentan una variación zonal en un cristal de la Formación “Ollo de Sapo” y que se muestra en la Foto 4.18. 

  167

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 

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Figura 4.49: Diagrama binario AlVI vs. Fe3+. (XFe = Fe3+/Fe3++AlVI).    EVANS y VANCE (1978), en su estudio de las epidotas en diques dacíticos, indican que las de 

origen magmático  se  caracterizan  por  contenidos  en  TiO2  <  0,2  %, mientras  que  las  epidotas secundarias, que son producto de la alteración de la biotita, tienen unos contenidos en TiO2 > 0,2 %.  En  nuestro  caso,  el  estudio  petrográfico  de  estos materiales  epiclásticos muestra  un  origen metamórfico  para  las  epidotas  (clinozoisitas).  También  se  ha  observado  ópticamente  en  los cristales euhedrales (Foto 4.18) una zonación que se refleja en la composición, aumentando hacia el centro del cristal el contenido en  la molécula de pistachita, así como  los contenidos en AlVI, Fe3+, mientras que hay una disminución para el Mn (Tabla 4.4). 

 Sin embargo, los datos analíticos ponen de manifiesto que casi todas las epidotas estudiadas 

presentan unos  contenidos  en TiO2  <  0,2 %. En general,  tienen un  contenido medio  en TiO2 de 0,131,  variando  desde  0,038  hasta  0,182.  En  cambio,  las  epidotas  analizadas  que  se  encuentran asociadas a agregados de biotita, o a sus productos de alteración, tienen unos valores de TiO2 > 0,2 %. En este caso se puede apreciar que el criterio establecido por EVANS y VANCE (1978), basado en el  contenido  en  TiO2,  no  puede  utilizarse  para  establecer  su  posible  origen  magmático  o metamórfico  pero,  en  cambio,  si  podría  utilizarse  como  un  criterio  de  formación  a  una determinada  temperatura.  Así,  para  aquellas  epidotas  con  un  contenido  de  TiO2  <  0,2  %,  su temperatura de formación es muy superior al de las epidotas con unos valores de TiO2 > 0,2 %. 

     

 168

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

 Foto  4.16:  Cristal  euhedral  de clinozoisita  (Czo),  cuyo  contenido  en TiO2 es inferior a 0,2% (Muestra: 267‐32; nícoles paralelos). El desarrollo de este tipo  de  cristales  euhedrales,  así  como los de  la siguiente Foto, es  ligeramente posterior al desarrollo de la fábrica S2 y anterior al desarrollo de  la crenulación S3. 

        

Foto 4.17: Cristales de clinozoisita (Czo) con  formas  alargadas  y  disposición radiada  (Muestra:  267‐32;  nícoles paralelos).  Este  tipo  de  cristales  se desarrolla  desde  momentos  sin‐D2 hasta  momentos  inmediatamente posteriores  a  la D2,  pero  siempre  pre‐D3,  por  encontrarse  afectado  por  la crenulación. 

       

Foto  4.18:  Detalle  del  cristal  de clinozoisita  de  la  Foto  4.16.  Se  han marcado  los  puntos  analizados.  Los datos  se  pueden  ver  en  la  Tabla  4.4, observándose  una  zonación  en  el cristal,  con  un  núcleo  más  rico  en molécula de pistachita. 

     

  169

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

4.11.‐ APATITO   Este mineral de fórmula general Ca5(PO4)3 (OH, F, Cl) se ha encontrado de manera accesoria 

en  todos  los  tipos  de  roca  diferenciados  en  la  Formación  “Ollo  de  Sapo”.  Los  elementos determinados  son  los mismos que  en  los minerales descritos  anteriormente pero,  al no haberse analizado elementos como F, Cl y OH, no es posible clasificar los apatitos. 

 En este apartado se han estudiado conjuntamente los apatitos de la Serie de “Viana do Bolo” 

y de la Formación “Ollo de Sapo”, cuyos análisis se encuentran representados en las Tablas XX.1 y XXI.1 del Anexo  I,  respectivamente,  con  el  fin de  comparar  todos  los  análisis  realizados  en  los distintos materiales cartografiados y su posible relación con el grado metamórfico. 

 En la Formación “Ollo de Sapo”, los apatitos poseen unas composiciones muy semejantes en 

cuanto a los elementos analizados, pero cabe resaltar con los datos disponibles que existen ciertas diferencias composicionales entre los apatitos de rocas de la facies de esquistos verdes y los que se encuentran en la facies de las anfibolitas. La principal diferencia viene reflejada por el contenido en Na2O. Los apatitos de facies de  los esquistos verdes  tienen unos contenidos en Na2O próximos a 0,20 %, mientras que los de la facies de las anfibolitas no llegan a superar el 0,05 % de Na2O. En la Foto 4.19 se muestra un ejemplo de apatitos dentro de la zona los esquistos verdes. 

  

 Foto  4.19: Detalle  de  los  apatitos  del  ortogneis  glandular,  dentro  de  la  zona de  bajo  grado metamórfico (Muestra: 268‐28, nícoles paralelos; Apt = apatito). 

  Si  comparamos  los  apatitos del  ortogneis  glandular de  bajo  grado,  con  los de  los  gneises 

bandeados, vuelve a observase que  los de zonas metamórficas de mayor grado  tienen un menor contenido en Na2O (Figura 4.50). Por otra parte, los apatitos del ortogneis glandular migmatizado y los de los gneises bandeados muestran contenidos de Na2O semejantes. 

 170

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

Figura  4.50:  Diagramas  binarios para  los  apatitos  de  la  Serie  de “Viana do Bolo” y de  la Formación “Ollo de Sapo”. Se aprecia muy bien cómo  el  contenido  en  Na2O disminuye  con  el  aumento  del grado  metamórfico.  (GB  =  gneis bandeado;  CC  =  rocas calcosilicatadas;  GG  =  ortogneis glandular;  GGM  =  ortogneis glandular  migmatizado;  TBg  = tobas  de  grano  grueso;  TBepi  = tobas epiclásticas).  ����

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4.12.‐ GEOTERMOMETRÍA Y GEOBAROMETRÍA   Con  el  fin  de  rentabilizar  los  datos  de  análisis  mineral,  se  les  han  aplicado  algunos 

geotermómetros y geobarómetros clásicos.   

4.12.1.‐ Geotermómetro plagioclasa‐moscovita   GREEN  Y  USDANSKY  (1986)  han  propuesto  un  geotermómetro  basado  en  la  reacción  de 

intercambio Na‐K entre plagioclasa y moscovita, a través de la reacción:  RT ln K = ‐ 7,5808 T – 2087,6587 – 0,0431 P  Donde T es la temperatura (K) y P es la presión (bar). 

  171

Mineralogía ___________________________________________________________________________________________________________ 

Los  resultados  obtenidos  empleando  este geotermómetro  se muestran  en  la  tabla  4.5. Los valores  son  muy  semejantes  para  las  areniscas  grises  y  las  cuarcitas  de  Dradelo,  cuyas composiciones son bastante parecidas. Las temperaturas más altas corresponden sistemáticamente a las dos muestran de los gneises bandeados. 

  

Litología AG CD GB GB Nº muestra 266-7 266-73 266-76 TAB-3 Tª (2 Kb) 485 484 549 526 Tª (3 Kb) 506 502 570 547 Tª (4 Kb) 528 520 592 568 Tª (5 Kb) 550 538 614 590 Tª (7 Kb) 594 574 657 632 Tª (8 Kb) 616 592 678 653

 Tabla  4.5:  Temperaturas  en  °C  obtenidas mediante  el  geotermómetro  plagioclasa‐moscovita  de GREEN  Y 

USDASNKY (1986). (AG= areniscas grises; CD= cuarcitas de Dradelo; GB= gneises bandeados).   

4.12.2.‐ Geotermómetro granate‐biotita   El  intercambio  de  Fe2+  =  Mg  entre  granate  y  biotita  es  fuertemente  dependiente  de  la 

temperatura y, por lo tanto, puede utilizarse como un geotermómetro, que está bien representado por la reacción: 

 1/3 almandino + 1/3 flogopita ↔ 1/3 piropo + 1/3 annita  para la cual:  K = [Pyr]1/3Grt [Ann]1/3Bt [Alm]1/3Grt [Phl]1/3Bt KD, Grt‐Bt Kγ, Grt‐Bt   Donde [Pyr]Grt es  la actividad del componente de piropo en el granate y así sucesivamente; 

KD  es  la  constante de distribución y Kγ  es  el  cociente de  los productos de  los  coeficientes de  la actividad para los componentes piropo‐annita y almandino‐flogopita. 

 Además,  SPEAR  (1991)  indica  que  las  temperaturas  calculadas  con  el  par  granate‐biotita 

también  dependen  de  las  proporciones  relativas  de  ambos  minerales  en  la  roca,  ya  que  la consecución  del  equilibrio  se  produce  mediante  difusión.  Cuando  la  relación  volumétrica VGrt/VBt es menor de 0,01, puede considerarse que al ser  la cantidad de biotita muy grande con respecto al granate, ésta no cambia su composición significativamente al producirse el equilibrio. Por  lo tanto, si consideramos  los sistemas formados por, en primer  lugar el granate y  las biotitas incluidas (VGrt/VBt > 1), y en segundo lugar el granate y las biotitas de la matriz (VGrt/VBt < 1), nos  encontramos  con  dos  situaciones muy  diferentes.  En  el  primer  caso,  la  composición  de  la biotita  se  va  a  ver muy  afectada  por  el  equilibrio  con  el  granate,  dando  lugar  a  temperaturas bastante más inferiores a las del pico metamórfico. En el segundo caso, al ser el volumen de ambos minerales  más  parecidos,  la  composición  de  la  biotita  estará  mucho  menos  afectada  por  el 

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equilibrio  con  el  granate  y  podrían  reproducirse  teóricamente  resultados  más  cercanos  a  las condiciones del pico metamórfico. 

 Otros  factores  a  tener  en  cuenta  por  su  influencia  a  la  hora  de  efectuar  cálculos 

termométricos son el  tamaño de  los cristales de granate y  la velocidad de enfriamiento del área estudiada  (SPEAR,  1991).  Si  el  tamaño  de  los  cristales  de  granate  es  grande,  los  núcleos homogeneizados  deberán  estar  poco  o  nada  modificados  por  fenómenos  de  difusión intracristalina, a menos que la velocidad de enfriamiento del área sea excesivamente baja, lo cual no  parece  que  ocurra  en  áreas  orogénicas.  Como  consecuencia  de  estos  factores,  los  cálculos termométricos del par granate‐biotita en las rocas pertenecientes a la Serie de “Viana do Bolo” han sido calculados con  la composición de  la parte central de  los granates, apoyados por  los perfiles realizados en dichos cristales y con  las biotitas que  forman parte de  la matriz y que no están en contacto con cristales de granate, con el fin de evitar que procesos de reequilibrio puedan alterar sustancialmente la composición de la biotita. 

 De este modo, se han efectuado cálculos de temperaturas basados en relación de intercambio 

Fe‐Mg entre granate y biotita según  las calibraciones de FERRY Y SPEAR  (1978), HODGES Y SPEAR (1982); PERCHUCK Y LAVRENT´EVA (1983) y BHATTACHARYA et al. (1992), con el objeto de comparar sus  resultados  y  ver  cuales  son  los  más  compatibles  con  los  estudios  realizados  sobre  las asociaciones minerales  presentes  en  las  láminas  delgadas.  Los  resultados  obtenidos  con  estas calibraciones  que  se  presentan  en  la  tabla  4.6  pertenecen  a  una  única muestra  de  los  gneises bandeados (266‐76), asumiendo una presión de 5 Kbar para cada uno de los granates analizados. Todos  los  resultados  proporcionan  valores  similares,  comprendidos  entre  535  y  601  °C,  que representan  condiciones  de  facies  anfibolíticas,  desde  la  zona  de  la  estaurolita  hasta  la  parte inferior de la zona de la sillimanita. 

  

Muestra P (kbar) FS78 HS82 PL83 B92-HW B92-GS

266-76; grt-1 5 575 599 581 567 555 266-76; grt-2 5 535 561 559 545 533 266-76; grt-3 5 544 569 564 550 537 266-76; grt-4 5 578 601 583 567 554

 Tabla 4.6: Termometría granate‐biotita según: FS = (FERRY Y SPEAR, 1978); HS = (HODGES Y SPEAR, 1982); PL = (PERCHUCK  Y LAVRENT´EVA,  1983) y B  =  (BHATTACHARYA  et  al.,  1992). Los  cálculos  se han  realizado  en  la muestra 266‐76, de  los gneises bandeados y para cada uno de  los granates analizados.  (HW = HACKLER Y 

WOOD, 1984; GS = GANGULY Y SAXENA, 1984).   

4.12.3.‐ Geobarómetros para el equilibrio GASP   Los  cálculos que  se han  realizado para  la geobarometría han  sido  siguiendo un  equilibrio 

GASP, (Grs + 2Ky/Sil + Qtz = 3 An), calibrado por GANGULY Y SAXENA (1984), que nos va a permitir precisar unas condiciones báricas desarrolladas durante el principal evento de metamorfismo. Hay que considerar que los centros de los granates y las plagioclasas de la matriz están en equilibrio, ya 

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que este equilibrio es dependiente de la temperatura. En la tabla 4.7 se encuentran los resultados obtenidos para la muestra 266‐76 de los gneises bandeados de la Serie de “Viana do Bolo”. 

  

Muestra Nº  

266‐76 Grt‐1 

266‐76 Grt‐1 

266‐76 Grt‐4 

266‐76 Grt‐4 

Polimorfo del Al2SiO3 Sil  Sil  Sil  Sil   HW  GS  HW  GS          Termómetro granate‐biotita  T(ºC)  T(ºC)  T(C)  T(C) BHATTACHARYA et al.; 1992  567  555  566  553          Geobarómetro  P(kbar)  P(kbar)  P(kbar)  P(kbar) Equilibrio GASP         Grs + 2Ky/Sil + Qtz = 3 An  5,00  4,61  4,44  4,03 

Equilibrio GPMB‐Mg         Grs + Prp + Ms = 3An + Phl  5,97  6,36  5,52  5,89 

Equilibrio GPMB‐Fe         Grs + Alm + Ms = 3An + Ann  4,58  4,31  4,16  3,87 

 Tabla 4.7: Geobarómetro granate‐biotita, aplicado sobre la muestra 266‐76 (grt‐1 y grt‐4) perteneciente a los gneises  bandeados,  en  facies  de  anfibolitas.  Se  ha  supuesto  inicialmente  una  presión  de  5 Kbar  para  el cálculo  de  la  temperatura  con  el  geotermómetro  granate‐biotita.  (HW=  HACKLER  Y  WOOD,  1984;  GS= GANGULY Y SAXENA, 1984). 

       

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